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Full text of "Zitteliana"

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Zitteliana 

Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie 

und historische Geologie 



10 



2. SYMPOSIUM KREIDE 
München 1982 








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10 



2. Symposium Kreide 



723 Seiten 



München, I.Juli 1983 



ISSN 0373-9627 



Zitteliana 

Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie 
und historische Geologie 



10 



2. SYMPOSIUM KREIDE 
MÜNCHEN 1982 



MÜNCHEN 1983 



Zitteliana 


10 


2. Symposium Kreide 


723 Seiten 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373-9627 



Gedruckt mit Unterstützung der 
Deutschen Forschungsgemeinschaft 

und der 
Alexander von Humboldt-Stiftung 

Herausgegeben von Prof. Dr. Dietrich Herm, 

Bayerische Staatssammlung für Paläontologie 

und historische Geologie, München 

Redaktion: Dr. Peter Wellnhofer, 
Dr. Harald Immel, Dr. Reinhard Förster 

ISSN 0373-9627 



Gesamtherstellung: Druck- und Verlagsanstalt Gebr. Geiselberger, Altötting 



VORWORT DES HERAUSGEBERS 



Vom 1.-7. Juni 1982 fand in München unter starker inter- 
nationaler Beteiligung das 2. Symposium Kreide statt. Die 
Kreide-Subkommission der Stratigraphischen Kommission 
der BRD hatte hierzu eingeladen. 

In den vier Jahren seit dem 1 . Symposium Deutsche Kreide 
in Münster 1978 wurden zahlreiche Arbeiten abgeschlossen, 
neue Projekte wurden begonnen und die internationale Kor- 
relationsforschung hat in zahlreichen Arbeitsgruppen wich- 
tige Fortschritte erzielt. 

Während in Münster bereits besonderes Gewicht auf die 
Korrelation zwischen Boreal und Tethys innerhalb Mitteleu- 
ropas gelegt wurde, sollte nun noch weiter ausgegriffen wer- 
den und der gesamte europäische Tethysraum vom Kaukasus 
bis Iberien mit erfaßt werden sowie der Anschluß an die Süd- 
tethys in Nordafrika gesucht werden. 

Es war beabsichtigt, durch Referate und Diskussionsrun- 
den die multistratigraphische Korrelation voranzutreiben, 
um mit verschiedenen Fossilgruppen eine noch feinere bio- 
stratigraphische Zonierung zu erreichen und die Ost-West- 
Korrelation zu perfektionieren sowie die bestehenden Pro- 
bleme in der Nord-Süd-Korrelation zu überwinden. 

Der Behandlung paläo-geographischer Entwicklung ein- 
zelner Gebiete unter Einschluß des Paläoklima wurde breiter 
Raum geboten. (Vergl.: Abstracts, 2. Symposium Kreide 
München 1 982 . - 96 S. , Institut für Paläontologie und histori- 
sche Geologie, München). 

Es war uns eine Freude, einer großen Zahl von Kollegen auf 
vier je zweitägigen Exkursionen die Entwicklung der nord- 
bayerischen Kreide und der Kreide der Nördlichen Kalkalpen 
und ihres Vorlandes in ausgewählten Profilen zeigen zu kön- 
nen. (Vergl.: Exkursionsführer, 2. Symposium Kreide, Mün- 
chen, 1982. -292 S., 78 Abb., Institut für Paläontologie und 
historische Geologie, München). 

Dem Beispiel des 1 . Symposium Münster 1 978 folgend, die 
wissenschaftlichen Beiträge in einem Sammelband herauszu- 
geben (WiEDMANN, J. [Herausgeber], 1979: Aspekte der 
Kreide Europas. - Intern. Union Geol. Sciences, Ser. A, 6, 
680 S., 182 Abb., 43 Tab., 33 Taf., [Schweizerbart] Stutt- 
gart), sollen auch diesmal die Beiträge in einem Symposiums- 
band vorgelegt werden. 

Die Fülle und das breite Spektrum der dargebotenen The- 
men macht eine Gliederung notwendig. 

Die erste Gruppierung mit 21 Artikeln ist regional abge- 
grenzten Gebieten gewidmet, in denen die paläogeographi- 
schen Konstellationen und die geodynamischen Entwicklun- 
gen aufgezeigt werden. Es beginnt im hohen Norden mit 
Nordgrönland, bringt Beispiele aus Mittel- sowie West- und 
Osteuropa, es folgen die Nordalpen, die Karpaten und die 
Dinariden. Darstellungen von Kreide-Entwicklungen aus 
dem iberischen Bereich und dem tethysbeeinflußten Nord- 
afrika sowie aus der Kreide Brasiliens schließen sich an. 



Eine 2. Reihe mit 15 Beiträgen beschäftigt sich mit der ver- 
gleichenden Paläobiogeographie, wobei besonders die Kli- 
maentwicklung in der Kreide herausgearbeitet wurde. 

Ein wichtiger Schwerpunkt des Symposiums war die Dis- 
kussion der biostratigraphischen Korrelation; hierzu konnten 
bedeutende neue Ergebnisse, insbesondere aus der multistra- 
tigraphischen Forschung in 20 Artikeln vorgelegt werden. 
Fast alle Stufen der Kreide vom Berrias bis zu Kreide/Ter- 
tiär-Grenze werden behandelt. Ergebnisse aus der Arbeit ei- 
niger Kommissionen werden vorgestellt. Besonderer Wert 
wurde auf synoptische Darstellungen gelegt, um weitrei- 
chende mehrere Faunenprovinzen überspannende Korrela- 
tionen aufzuzeigen. 

Schließlich behandeln 6 Artikel taxonomische und phylo- 
genetische Probleme stratigraphisch wichtiger Fossilgrup- 
pen. 

Naturgemäß ist die Ausgestaltung der Beiträge sehr unter- 
schiedlich; manche lassen noch den Stil eines Referates erken- 
nen, kurze Mitteilungen wechseln mit längeren Abhandlun- 
gen. Es wird so die ganze schillernde Vielfalt eines solchen in- 
ternationalen Symposiums spürbar. Die Manuskripte wurden 
redaktionell nur wenig überarbeitet. Die Autoren sind nicht 
nur für den Inhalt, sondern auch für Stil und Ausstattung ih- 
rer Artikel verantwortlich. 

Wir hoffen, daß die gesammelten Beiträge einen reprä- 
sentativen Ausschnitt aus der modernen Kreideforschung 
darstellen und zur verstärkten internationalen Zusammenar- 
beit anregen. Möge dieser Band eine Art Nachschlagewerk 
sein. Er bietet Informationen über paläogeographische-geo- 
dynamische Entwicklungen in der Zeit des Umbruchs vom 
Mesozoikum zur Neuzeit aus den Aufbruchszonen des At- 
lantiks und aus alpidischen Bereichen. Weitreichende biostra- 
tigraphische Korrelationen werden dargestellt und Differen- 
zierungen im paläobiogeographischen Bild erörtert. 

Mein herzlicher Dank gilt den Kollegen Dr. R. Förster, 
Dr. H. Immel und Dr. P. Wellnhofer für die redaktionelle 
Arbeit. 

Die Drucklegung dieses Bandes wurde ermöglicht durch 
fmanzielle Zuwendungen der Deutschen Forschungsgemein- 
schaft, des Bayerischen Staatsministeriums für Unterricht 
und Kultus und der Alexander von Humboldt-Stiftung. 

Hierfür sind wir zu großem Dank verpflichtet. 



München, Dezember 1982 



Dietrich Herm 

Vorsitzender der Kreide-Subkommission 

der stratigraphischen Kommission der BRD 



INHALT 



REGIONALE BEITRÄGE ZUR PALÄOGEOGRAPHIE 
UND GEODYNAMIK 

BiRKELUND, T. & Häkansson, E.: The Cretaceous of 
North Greenland - a stratigraphic and biogeographi- 
cal analysis 7 

MoRTiMORE, R. N.: The stratigraphy and Sedimentation 
of theTuronian-Campanian in the Southern Province 
of England 17 

Hiss, M. : Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am 
Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und 
Möhnesee 43 

Marek, S.: Epikontinentale Unterkreide- Ablagerungen 
in Polen 55 

Marcinowski, R. & Radwanski, A.: The Mid-Creta- 
ceous transgression onto the Central Polish Uplands 
(marginal partof the Central European Basin) ... 65 

Pozaryska, K. & WiTWiCKA, E. : Stratigraphic studies on 
the Upper Cretaceous in Central Poland 97 

Naidin, D. P. : Late Cretaceous transgressions and re- 
gressions on the Russian Platform 107 

Yang Heng-Ren, Tang Tian-Fu, Lan Xiu, Hu Lan- 
YrNG, Yu Cong-Liu, Zhang Yi-Yong, Zhong Shi- 
Lan & Wei Jing-Ming: A preliminary study of the 
Upper Cretaceous of the Western Tarim Basin (South 
Xinjiang, China) with special reference to its trans- 
gressions 115 

Forster, R., Meyer, R. & Risch H.: Ammoniten und 
planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner Mer- 
geln (Regensburger Kreide, Nordostbayern) ... 123 

Risch, H.: Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger 
Kreide 143 

Gaupp, R.: Die paläogeographische Bedeutung der 
Konglomerate in den Losensteiner Schichten (Alb, 
Nördliche Kalkalpen) 155 

Salaj, J. & Began, A.: Senonian to Paleogene palaeo- 
geographic and tectonic development of the Myjavskä 
Pahorkatina Upland (West Carpathians, Czechoslo- 
vakia) 1 73 

CzABALAY, L.: Faunen des Senons im Bakony-Gebirge 
und ihre Beziehungen zu den Senon-Faunen der 
Ostalpen und anderer Gebiete 183 

PleniCar, M. & Premru, U. : Die Entwicklung der Krei- 
deschichten Sloweniens (NW Jugoslawien) .... 191 

Pavlovec, R. & PleniCar, M.: Der ältere Teil der Li- 
burnischen Formation in den NW-Dinariden .. 195 

TiSljar, J., VeliC, I. & SoKAC, B. : Flachwasserkarbonate 
der Unterkreide im dinarischen Karstgebiet entlang 
der jugoslawischen Adriaküste 201 

Wiedmann, J., Reitner, J., Engeser, T. & Schwentke, 
W.: Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzge- 
schichte des baskokantabrischen Kontinentalrandes 
während Kreide und Alttertiär 207 



Vilas, L., Alonso, A., Arias, C, Garcia, A., Mas, J. 
R., Rincon, R. & Melendez, N. : The Cretaceous of 
the Southwestern Iberian Ranges (Spain) 245 

Buroilet, P. f., Memmi, L. & M'Rabet, A.: LeCretace 
inferieur de Tunisie - Apercu stratigraphique et sedi- 
mentologique 255 

AsMUS, H. E. & Campos, D. A. : Stratigraphic division of 
the Brazilian Continental margin and its paleogeogra- 
phicsignificance 265 

Brito, I. M. & Campos, D. A. : The Brazilian Cretaceous 
277 



faunenvergesellschaftungen, 
paläobiogeographie, klimazeugen 

Kelly, S. R. A. : Boreal influence on English Ryazanian 
Bivalves 285 

Mljtterlose, J., Schmid, f. & Spaeth, Chr.: Zur Paläo- 
biogeographie von Belemniten der Unter-Kreide in 
NW-Europa 293 

PoiGNANT, A.-F.: Les Algues cretacees (Barremien ä 
Coniacien) 309 

Damotte, R. : Les Ostracodes du Cenomanien et du Tu- 
ronien des regions stratotypiques. Relations avec les 
faunes mesogeennes 313 

Voigt, E.: Zur Biogeographie der europäischen Ober- 
kreide-Bryozoenfauna 317 

Sladen, C. P.: Trends in Early Cretaceous clay minera- 
logy in NW Europe 349 

Kemper, E.: Über Kalt- und Warmzeiten der Unter- 
kreide 359 

Kemper, E. & Weiss, W.: Synchrone Kaltwasser-Abla- 
gerungen: Die Grenzschichten Cenoman-Turon in 
Mittel- und Nordeuropa und bei Regensburg (Süd- 
deutschland) 371 

Kotetichvili, e.V.: Sur la paleozoogeographie des bas- 
sins eocretaces du Caucase 375 

Akimetz, V. S., Benjamovsky, V. N., Kopaevich, L. F. 
& Naidin, D. P.: The Campanian of the European 
palaeobiogeographical region 387 

LiN Qi-Bin: Cretaceous succession of insect assemblages 
in China 393 

Ye Chun-Hui: Non-marine Ostracod biogeographical 
regions ofthe early Cretaceous in China 395 

Crame, J. A. : Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy 
of Antarctica 399 

Thomson, M. R. A.: "European" ammonites in the Lo- 
wer Cretaceous of Antarctica 407 

Klinger, H. C. & Wiedmann, J.: Palaeobiogeographic 
affinities of Upper Cretaceous ammonites of 
Northern Germany 413 



BIOSTRATIGRAPHIE UND KORRELATIONSPRO- 
BLEME 

Zeiss, A.: Zur Frage der Äquivalenz der Stufen Ti- 
thon/Berrias/Wolga/Portland in Eurasien und Ame- 
rika. Ein Beitrag zur Klärung der weltweiten Korrela- 
tion der Jura-/Kreide-Grenzschichten im marinen 
Bereich 427 

Sasonova, LG. &Sasonov, N. T. : TheBerriasianof the 
European realm 439 

Hoedemaker, P. J. : Reconsideration of the stratigra- 
phic Position of the boundary between the Berriasian 
and theNemausian(= Valanginian sensu stricto) 447 

GoRBACHiK, T. N. & KuzNETsovA, K. L: Jurassic and 
Early Cretaceous planktonic foraminifera (Favuselü- 
dae). Stratigraphy and paleobiogeography 459 

VaSiCek, Z., Michalik, J. & Borza, K.: To the "Neo- 
comian" biostratigraphy in the Krizna-Nappe of the 
Sträzovske Vrchy Mountains (Northwestern Central 
Carpathians) 467 

Velic, L &SokaC, B.: Stratigraphy of the Lower Creta- 
ceous index fossils in the Karst Dinarides (Yugoslavia) 
485 

Rawson, P. f. : The Valanginian to Aptian stages - cur- 
rentdefinitions and outstanding Problems 493 

Kakabadze, M. V. : On the Hauterivian-Barremian cor- 
relation between the South of the USSR and certain 
Southern and Northern regionsofEurope 501 

Avram, E.: Barremian ammonite zonation in the Carpa- 
thian area 509 

Morter, A. A. & Wood, C. J.: The biostratigraphy of 
Upper Albian - Lower Cenomanian Aucellmu in Eu- 
rope 515 

Ernst, G., Schmid, F. & Seibertz, E.: Event-Stratigra- 
phie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland 
531 

Weidich, K. F., Schwerd, K. & Immel, H.: Das Helve- 
tikum-Profil im Steinbruch ,,An der Schanz" bei 
Burgberg/Allgäu. Lithologie, Stratigraphie und Ma- 
krofauna 555 

Per'it, D.: Planktonic foraminiferal zonation of Mid- 
Cretaceous of the Annopol Anticline (Central-Po- 
land) 575 

RoBASZYNSKi, F.: Conclusions to the Colloquium on the 
Turonian stage: Integrated biostratigraphic chartsand 
facies maps (France and adjacent areas) 585 



Salaj, J. & GaSparikova, V.: Turonian and Coniacian 
microbiostratigraphy of the Tethys regions on the ba- 
sisof foraminifera and nannofossils 595 

Bellier, J.-P., Caron, M., Donze, P., Herm, D., Maa- 
MOURi, A.-L. & Salaj, J.: Le Campanien sommital et 
le Maastrichtien de la coupe du Kef (Tunisie septen- 
trionale): zonation sur la base des Foraminiferes 
planctoniques 609 

Hagn, H. & Herm, D.: Die Foraminiferen der Inocera- 
men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un- 
ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf 
(Oberbayern) 613 

Cepek, P.: Kalzitisches Nannoplankton der Inocera- 
men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un- 
ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf- 
(Oberbayem) 637 

Schulz, M.-G. & Schmid, F. : Die Belemniten der Inoce- 
ramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, 
Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf 
(Oberbayern) und ihre stratigraphische Bedeutung 
653 

Lamolda, M. A., Orue-Etxebarria, X. & Proto-Deci- 
ma, f.: The Cretaceous-Tertiary boundary in Sope- 
lana (Biscay, Basque Country) 663 



PALÄONTOLOGIE: TAXONOMIE UND PHYLO- 
GENIE 

Caron, M.: La speciation chez les Foraminiferes planc- 
tiques: une reponse adaptee aux contraintes de l'envi- 
ronnement 671 

Caron, M.: Taxonomie et phylogenie de la famille des 
Globotruncanidae 677 

Robaszynski, f.: Project of an atlas of Late Cretaceous 
Globotruncanids. (Results of the European Wor- 
king-Groupon planktonic foraminifera) 683 

Dhondt, A. V.: Campanian and Maastrichtian Inoce- 
ramids : A review 689 

Kvantaliani, I. V. : On the systematic position of the 
Early Cretaceous Mathoceratinae Casey (Ammonoi- 
dea) 703 

Schulz, M.-G.: Die Echinodermen der Inoceramen- 
Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter- 
Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Ober- 
bayern) 715 



VERZEICHNIS DER AUTOREN 



Alonso, A 245 

Akimetz, V. S 387 

Arias, C 245 

Asmus, H. E 265 

AvRAM, E 509 

Began, A 1 73 

Bellier, J.-P 609 

Benjamovski, V. N 387 

BiRKELUND, T 7 

BoRZA, K 467 

Brito, I. M 277 

BUROLLET, P. F 255 

Campos, D. A 265, 277 

Caron, M 609, 671, 677 

Cepek, P 637 

Crame, J. A 399 

Czabalay, L 183 

Damotte, R 313 

Dhondt, A. V 689 

DoNZE, P 609 

Engeser, T 207 

Ernst, G 531 

Förster, R 123 

Garcia, A 245 

GaSparikova, V 595 

Gaupp, R 155 

gorbachik, t. n 459 

Hagn, H 613 

HAkansson, E 7 

Herm, D 609, 613 

Hiss.M 43 

Hoedemaeker, P. J 447 

HuLan-Ying 115 

Immel, H 555 

Kakabadze, M. V 501 

Kelly, S. R. A 285 

Kemper, E 359, 371 

Klinger, H. C 413 

KoPAEVicH, L. F 387 

kotetichvili, e. v 375 

kuznetsova, k. 1 459 

kvantaliani, i. v 703 

Lamolda, M. A 663 

LanXiu 115 

LiN Qi-BiN 393 

Maamouri, A.-L 609 

Marcinowski, R 65 

Marek, S 55 

Mas, J. R 245 

Melendez, N 245 

Memmi, L 255 



Meyer, R 123 

Michalik, J 467 

Morter, A. A 515 

mortimore, r 27 

Mutterlose, J 293 

Naidin, D. P 107, 387 

Orue-Etxebarria, X 663 

Pavlovec, R 195 

Peryt, D 575 

PleniCar, M 191, 195 

poignant, a.-f 309 

pozaryska, k 97 

Premru, U 191 

Proto-Decima, F 663 

Rabet, A. M' 255 

Radwanski, A 65 

Rawson, P. F 493 

Reitner, J 207 

Rincon, R 245 

RiscH, H 123, 143 

Robaszy-nski, F 585, 683 

Sala], J 173, 595, 609 

Sasonov, N. T 439 

Sasonova, lg 439 

ScHMiD,F 293,531,653 

Schwentke, W 207 

Schwerd, K 555 

Schulz, M.-G 653, 715 

Seibertz, E 531 

Sladen, C. P 349 

SokaC, B 201,485 

Spaeth, ehr 293 

Tang Tian-Fu 115 

Thomson, M. R. A 407 

TiSLJAR, J 201 

VaSICek, Z 467 

VeliC, 1 201, 485 

ViLAS, L 245 

Voigt, E 317 

Wei JiNG-MiNG 115 

Weidich, K. F 555 

Weiss, W 371 

Wiedmann, J 207, 413 

WiTWICKA, E 97 

Wood, C. J. 515 

Yang Heng-Ren 115 

Ye Chun-Hui 395 

Yu Cong-Liu 115 

Zeiss, A 427 

ZhangYi-Yong 115 

Zhong Shi-Lan 115 



Zitteliana 


10 


7-25 


München, I.Juli 19S3 


ISSN 0373 -9627 



The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and 

biogeographical analysis 



By 
TOVE BIRKELUND & ECKART HÄKANSSON'- ) 

With 6 text figures and 3 plates 

ABSTRACT 



Mapping of the Wandel Sea Basin (81-84°N) has revealed 
an unusually complete Late Jurassic to Cretaceous sequence 
in the extreme Arctic. The Cretaceous partof the sequence in- 
cludes marine Ryazanian, Valanginian, Aptian, Albian, Tu- 
ronian and Coniacian deposits, as well as outliers of marine 
Santonian in a major fault zone (the Härder Fjord Fault Zone) 
westof the main basin. Non-marine ?Hauterivian-Barremian 
and Late Cretaceous deposits are also present in addition to 
Late Cretaceous volcanics. 

An integrated dinoflagellate-ammonite-5«c/7M stratigra- 
phy of the Jurassic to Early Valanginian part of the sequence 
shows that the Early Cretaceous dinoflagellate assemblage 
appeared later in the Wandel Sea Basin than further south, and 
that a discrete "Jurassic" dinoflagellate assemblage existed for 
some time in the Early Cretaceous, unaffected by the general 
turnover at the Jurassic-Cretaceous boundary. 

Ammonite occurrences show interesting palaeobiogeogra- 
phical trends. Ryazanian- Valanginian ammonite faunas (Bo- 



realites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieripty- 
chites) are Boreal and Sub-Boreal, related to forms primarily 
known from circum-arctic regions (Sverdrup Basin, Svalbard, 
Northern and Western Siberia), but they also have affinities to 
occurrences as far south as Transcaspia. The Early Albian 
contains a mixing of forms belonging to different faunal pro- 
vinces (e. g. Freboldiceras, Leymeriella, Arahoplites), linking 
North Pacific, Atlantic, Boreal/Russian platform and Trans- 
caspian faunas nicely together. Endemie Turonian-Coniacian 
Scaphites faunas represent new forms related to European 
species. The Valanginian and Albian ammonites are briefly 
described and the Early Albian correlation of North Pacific 
and Boreal zonations is revised. 

A Late Cretaceous to Early Paleocene phase of movement 
has been verified by the setting of Late Cretaceous deposits in 
puU-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt 
and by pre Late Paleocene deformation of the deposits, This 
has an important bearing on the early evolution of the North 
Atlantic and Arctic Oceans. 



KURZFASSUNG 



Die geologische Kartierung des Wandel Sea Basin in Nord- 
grönland (81°-84°) lieferte eine ungewöhnliche vollständige 
Abfolge des oberen Jura und der Kreide mit marinen Ablage- 
rungen des Ryazan, Valangin, Apt, Alb, Turon und Coniac 
und in der Härder Fjord Störungs-Zone westlich des Haupt- 
beckens auch des Santon, sowie nicht-marine Serien des 
?Hauterive-Barreme und einen oberkretazischen Vulkanis- 
mus. 

Eine kombinierte Dinoflagellaten-Ammoniten-5«c/)ZiZ- 
Stratigraphie vom höheren Jura bis ins untere Valangin zeigt, 
daß im Wandel-See-Becken die ersten Kreide-Dinoflagella- 



*) Institute of historica! Geoiogy and Palaeontology, 0ster Voidga- 
de 10, DK-1350 Copenhagen K, Denmark. 



ten-Vergesellschaftungen später auftreten als weiter im Sü- 
den, und daß sich eine eigenständige , .jurassische" Dinofla- 
gellaten- Vergesellschaftung unbeeinflußt vom allgemeinen 
Umschwung an der Jura-Kreide-Grenze in die Unterkreide 
hinein fortsetzt. 

Bei den Ammoniten zeigen sich interessante paläobiogeo- 
graphische Tendenzen. Die Ryazan-Valangin Ammoniten- 
fauna (Borealites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, 
Astieriptychites) sind boreal und subboreal mit engen Bezie- 
hungen zu Faunen anderer zirkumpazifischer Gebiete (Sver- 
drup Basin, Svalbard, Nord- und Westsibirien); aber sie ha- 
ben auch ÄhnUchkeit mit südlichen Vorkommen wie z. B. 
vom Kaukasus. Das tiefere Alb enthält Mischfaunen ver- 
schiedener Faunenprovinzen (z. B. Freboldiceras, Leyme- 
riella, Arahoplites) und zeigt Verbindungen zwischen dem 



Nordpazifik, dem Nordatlantik, der borealen russischen 
Plattform und dem transkaspischen Bereich auf. Endemische 
Scaphiten-Faunen des Türen und Coniac führen neue For- 
men mit Beziehungen zu europäischen Arten. Die Ammoni- 
ten des Valangin und des Alb werden kurz beschrieben und 
die Korrelation der Zonen des unteren Alb im nordpazifi- 
schen und im borealen Bereich wird revidiert. 



Es kann eine Phase spätkretazischer-frühpaläozäner Bewe- 
gungen nachgewiesen werden anhand von spätkretazischen 
Ablagerungen in Senkungsräumen des Wandel Hav Strike- 
Slip Mobile Belt und anhand einer prä-oberpaläozänen De- 
formation dieser Sedimente. Sie sind von großer Bedeutung 
für die frühe Entwicklung des Nordatlantiks und des arkti- 
schen Ozeans. 



I. INTRODUCTION 



The geological history of the North Atlantic region for the 
period leading up to the Separation of the Eurasian and North 
America/Greenland continents naturally should be based on 
as much information as possible from strata on both sides of 
the ocean. In the extreme north, the Wandel Sea Basin in 
North Greenland and Svalbard constitute a pair of depositio- 
nal centres, which were dissected and subsequently separated 
from each other by more than 500 km in connection with the 
complex movements along the Spitzbergen Fracture Zone and 
the generation of oceanic crust from the Nansen and Mohns 
Ridges (Fig. 1). Since actual Separation along both the north- 
ern part of the Mohns Ridge and the "southern" part of the 
Nansen Ridge is documented by ocean crust formation at or 
somewhat prior to anomaly 24 time (Talwani & Eldholm 
1977, Vogt et al. 1979), Cretaceous and Paleocene strata in 
particular are relevant in this context. 



Early Cretaceous Sediments are abundantly preserved in 
both areas, whereas Late Cretaceous strata are completely ab- 
sent in the Svalbard archipelago(although recently encounter- 
ed in the Troms Basin just off the Norwegian north coast 
[Nils Fagerland, pers. comm. 1982]). In the Wandel Sea Ba- 
sin, on the other band, recent investigations have revealed the 
presence of substantial on-shore Late Cretaceous deposits 
(Hakansson et al. 1981b), and although work is still in prog- 
ress, a fairly complete biostratigraphic outline of the Cretace- 
ous has now been established here. North Greenland, 
therefore, should attain a central position in attempts to esta- 
blish a better understanding of the early phases in the forma- 
tion of both the Atlantic and Arctic Oceans. 



II. GEOLOGICAL FRAME 



The eastem part of North Greenland has undergone a long 
and complex structural history prior to the formation of the 
Atlantic and Arctic Oceans (HAkansson & Pedersen in 
press), resulting in a high degree of patchiness in the distribu- 
tion of most Sediments in the Wandel Sea Basin. Cretaceous 



deposits in particular display an extreme Separation into 
small, structurally determined units (Fig. 2). However, wit- 
hin this erratic pattern the effect of two distinctly different 
geological regimes is apparant. 




Fig. 1. Eastern Nonh Greenland and adjacent parts of the North Atlantic and Arctic Oceans; main 
tectonophysic structures indicated. 



Early Cretaceous deposits, in general, are characterised by 
high Sediment maturity reflecting deposition in a comparati- 
vely quiet period subsequent to the last pulse of the Late Pala- 
eozoic to Mesozoic episodes of transcurrent faulting (HA- 
KANSSON & Pedersen in press). In streng contrast to this pictu- 
re, Late Cretaceous Sediments are mainly immature, rapidly 
accumulated infill in pull-apart basins of the Wandel Hav 
Strike-Slip Mobile Belt which, furthermore, contain the only 
magmatic rocks known from the Wandel Sea Basin (Hakans- 
SON & Pedersen in press). 

LATE JURASSIC - EARLY CRETACEOUS DEPOSITS 

Ladegärdsäen Formation (Fig. 2, locs 5 & 6). This 
formation is restricted to east Peary Land and has been consi- 
dered in some detail by Hakansson et al. ( 1 98 1 a), who presen- 
ted an integrated ammonite-5«c/)M-dinoflagellate stratigra- 
phy for the marine intervals. The formation records a Middle 
Oxfordian transgression, foUowed by gradually shallowing 
marine conditions which prevailed in Late Jurassic time and 
across the Jurassic Cretaceous boundary into the Early Va- 
langinian, terminated by pre-Aptian limnic deposits. Sedi- 
mentation in the Ladegärdsäen Formation amounted to a 
thickness of some 250 m. 

Kilen (Fig. 2, loc. 10). A parallel, apparently unrelated 
Late Jurassic - Early Cretaceous sequence, which has yet to 
be formally described, is located in part of the large semi-nu- 
natak Kilen (Hakansson et al. 1981b). The moderately folded 
sequence comprises some 900 m of marine sandy and silty Se- 
diments from which scattered ammonite faunas have establis- 
hed thepresenceof Kimmeridgian, Volgian, Valanginian, and 
Middle Albian strata. Previous reports on the presence of Ba- 
thonian strata in Kilen (Greenarctic Consortium in Dawes 
1976; Dawes & Peel 1981) were based on erroneous determi- 
nation of these Middle Albian ammonites (see p. 13). The 
Kimmeridgian - Valanginian part of the sequence constitutes 
a mainly transgressive phase in which Sediments accumulated 



in a muddy, sheltered, coastal environment, whereas subse- 
quent Sediments are dominated by shelf mud with increasing 
amounts of storm sand layers (Hakansson et al. 1981b). 

Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). Here, at a considerable 
distance from all other Sediments of the Wandel Sea Basin, 
85 m of coarse sandstones gradually giving way to mudstones 
have been preserved. The Sediments apparently rest directly 
on Ordovician Sediments. Very thin coal seams and root hori- 
zons together with the very low diversity assemblages of di- 
noflagellate cysts suggest a prevailing near-coastal and lagoo- 
nal, mainly restricted marine environment with associated 
protective bar Systems (Hakansson et al. 1981b). The dinofla- 
gellate floras indicate an Aptian age for most of the sequence 
(Piasecki in Hakansson et al. 1981b); no macrofossils are 
known. 

East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). From a very restricted, 
fault-bound locality next to the Ladegärdsäen Formation, 
Rolle (1981) recorded about 100 m of black mudstones with 
thin sandstones and shell conglomerates at the top of the se- 
quence. Dinoflagellates from the mudstones in general indi- 
cate Aptian ages (Piasecki in Rolle 198 1), whereas ammonites 
from the top conglomerates are of early Albian ages. Hakans- 
son et al. (1981b) considered the sequence a deeper water, 
open marine equivalent to the Aptian nearshore Sediments at 
Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). 



LATE CRETACEOUS DEPOSITS 

Kilen (Fig. 2, loc. 9). At least 550 m of fairly strongly 
folded organogenic shale and fine-grained sandstones with 
minor redeposited biogenic conglomerate sheets are located 
in the northern, downfaulted part of the semi-nunatak Kilen 
(Hakansson et al. 1981b). Marine faunas dominated by sca- 
phitids and inoceramids are frequent through most of the se- 
quence, whereas dinoflagellates have been severely altered 
due to significant thermal activity (HAkansson et al. in prep. ). 




ICE GAP BOUN0ARY-- 



Fig. 2. Distribution of Cretaceous deposits in relation to the structural elements of the Wandel Hav 
Strike-Slip Mobile Belt in North Greenland. (NB: the distribution of outcrops shown by SoPER et al. 
(1982, fig. 2)isincorrect.) 



10 



50. 



70 



80.' 



90 



100 



130 



140.. 



150.' 



YPRESIAN 



THANETIAN 



DANIAN 



MAASTRICHTIAN 



CAMPANIAN 



SANTONIAN 



CONIACIAN 



TURONIAN 



CENOMANIAN 



APTIAN 



BARREMIAN 



HAUTERIVIAN 



VALANGINIAN 



RYAZANIAN 



KIMMERIDGIAN 



OXFORDIAN 



CALLOVIAN 



KAP CANNON 
THRUSTZONE 



HÄRDER FJORD 
FAULT ZONE 



TROLLE LAND 
FAULT SYSTEM 



KRONPRINS CHRISTIAN 
LAND 




500 m 



400 







© 



Inferred structural boundary/surface 
- Dated structural boundary/surface 
Depositional boundary 



[y '^ V ^ vi Continental volcanics 
[ \ Marine clastics 



»°1 Continental clastics 
Palaeozoic basement 






>435 



600 m 




© © 



Fig. 3 . Lithostratigraphy of Late Jurassic - Early Tertiary Strata in North Greenland. Encircied numbers 
refer to location in Fig. 2. Pardy based on information from HAkansson & Pedersen (in press), 
HAkansson et al. (1981b) and Hatten et al. (1981). 



The depositional environment probably was a shallowing 
shelf, and the inoceramid fauna indicates the presence of 
Middle Turonian to veiy Early Coniacian strata (Kauff man in 
HAkansson et al. 1981b). Among stratigraphically important 
species should be mentioned Inoceramus cuvieri, I. lamarcki 
and Platyceramus rnantelli. 

Nakkehoved Formation (Fig. 2, loc. 8). A gently di- 
sturbed sequence comprising at least 600 m of rapidly accu- 
mulated, monotonous, fine-grained greywackes isexposed in 
the complex of nunataks and semi-nunataks in northern 
Kronprins Christian Land (HAkansson et al. 1981b). A ma- 
rine bivalve fauna including posidoniid and trigoniid forms 
generally indicates a Late Cretaceous age of the sequence, but 
more precise age determinations are lacking so far. Low grade 
thermal metamorphism has caused pervasive recrystallisation 
as well as complete degradation of organic walled microfossils 
(HAkansson et al. in prep.). 

Herlufsholm Strand Formation (Fig. 2, locs 3 & 4). 
Variously folded and thrusted, mainly fluvial sequences refer- 
red to the Herlufsholm Strand Formation occur m two sepa- 
rate areas (Hakansson 1979; Hakansson et al. 1981b). At 
Herlufsholm Strand (Fig. 2, loc. 4) at least 435 m and at De- 
potbugt (Fig. 2, loc. 3) more than 500 m of Sediments domi- 
nated by conglomerates, greywackes, and coaly shales with 
poorly preserved plant remains have been preserved. Only 
little direct evidence is at band to document a Late Cretaceous 
age of the Herlufsholm Strand Formation. Palynomorphs 
have consistently been degraded beyond recognition, and 
only the presence of angiosperm wood gives an indication of 
the Late Cretaceous - Early Tertiary age suggested by Troel- 
sen (1950) for the sequence at Herlufsholm Strand. However, 
an additional, isolated occurrence of organogenic shales very 
close to the Herlufsholm Strand Formation at Depotbugt 



contains a very restricted, possibly Early Tertiary paiyno- 
morph assemblage (Croxton et al. 1980). Since the thermal 
alteration of these shales is far less severe than recorded in the 
shales of the neighbouring Herlufsholm Strand Formation 
(Piasecki in Hakansson etal. 1981b), a Late Cretaceous age of 
this formation is substantiated. As discussed by HAkansson & 
Pedersen (in press), the tectonic disturbance of both Herlufs- 
holm Strand Formation sequences is consistent with the re- 
gional pattern of Late Cretaceous deformation in the Wandel 
Hav Strike-Slip Mobile Beh. 

North-eastofFrigg Fjord (Fig. 2, loc. 2). Centrally in 
the long-lived Härder Fjord Fault Zone, marine Late Creta- 
ceous Sediments have been preserved in more or less vertical 
positions in a few small fault-bound wedges (Hakansson et al. 
1981b). The Sediments are fine-grained and dominated by 
greywackes and feldspar rieh sandstones, and they contain a 
sparse fauna of protobranch and inoceramid bivalves. A se- 
quence more than 400 m thick apparantly constitutes the 
most extensive interval preserved within a single wedge, and 
from this sequence the Late Santonian Sphenoceramus pinni- 
formis has been identified (Kauffman in HAkansson et al. 
1981b). 

Kap Washington Group (Fig. 2, loc. 1). More than 
5 km of extrusive volcanics and subordinate Continental cla- 
stics makes up the Kap Washington Group, which is known 
only from a number of thrust sheets in the Kap Cannon 
Thrust Zone on the nonh coast of Peary Land (Brown & Par- 
SONS 1981; Batten et al. 1981). The volcanic suite is peralka- 
line and include air-fall tuffs and breccias, as well as basaltic, 
trachytic and rhyolitic lavas (Brown & Parsons 1981 ; Soper et 
al. 1982); little is known about the clastic constituents of the 
group. In addition to the Kap Washington Group volcanicity, 



11 



northwest Peary Land is also the centre of an intense swarm of 
Cretaceous basaltic dykes (Dawes & Soper 1979; Higgins et 
al. 1981). 

Batten et al. (1981) and Soper et al. (1982) adopted an age 
of the Kap Washington Group volcanicity at or just before the 
Cretaceous-Tertiary boundary, and Soper et al. (1982) refer 
the dyke swarm to a separate episode, entirely preceding the 
Kap Washington Group. However, as pointed out by HA 
KANSSON & Pedersen (in press) these age indications are not 
fuUy substantiated. Thus, the basal, partly intervolcanic Se- 
diments of the Kap Washington Group contain an angio- 
sperm flora of Cenomanian or later Cretaceous age (Batten et 



al. 1981); palynomorphs approximately 3 km higher in the 
sequence indicate a Campanian - Maastrichtian age (Batten et 
al. 1981 ; Batten in press); and, finally, whole rock Rb/Sr age 
determination of extrusives from the top of the group yields 
ages of 63-64 m. y. (Larsen et al. 1978; Larsen in press). The 
available evidence, therefore, suggests a general Late Cretace- 
ous age for the Kap Washington Group with a termination of 
the volcanicity approximately at the Cretaceous-Tertiary 
boundary. Furthermore, Hakansson & Pedersen (in press) 
argue against a clear distinction between the dyke-swarm and 
the extrusives of the Kap Washington Group and consider 
them intimately related and at least partly synchronous. 



III. AMMONITE STRATIGRAPHY 



Up to now, the age determinations of the Cretaceous depo- 
sits of North Greenland have been based on ammonites, dino- 
flagellates, Buchia and Inoceramus species, as well as pollen 
and leaves. In addition, Cretaceous radiometric ages have 
been obtained from a number of dykes and extrusive volca- 



nics. For the Jurassic to earliest Cretaceous pan of the se- 
quence an integrated ammonite-5«cÄM-dinoflagellate strati- 
graphy has already been worked out (Hakansson et al. 
1981a), and studies of dinoflagellates and inoceramids from 
later parts of the sequence by S. Piasecki and E. Kauffman, 



STAGES/SUBSTAGES 



AMMONITE ZONATION 



NORTH 

ORFENLAND 



iia 



MIDDLE 
ALBIAN 



£. lautus 



E. loricatus 



H. den latus 



LOWER 
ALBIAN 



LOWER 
VALANGINIAN 



D mammillatum 



L regulahs 



L tardefurcata 



L schrammeni 




T. SYZranicus 



N. klimovskiensis 



RYAZANIAN 



B mesezhnikowi 



S analogus 



H. kochi 



C Sibiriens 



lil 



UPPER 
VOLGIAN 



C. chetae 



C taimvrensis 



Fig. 4. Upper Volgian - Tower Cretaceous am 
in North Greenland. 



monite zones 



12 



respectively, are in progress. The hitherto undescribed Early 
Cretaceous ammonites have now been studied in detail and 
are presented here in the Appendix (p. 16). 

A short account of the ammonite stratigraphy of the Creta- 
ceous in North Greenland is given below (fig. 4). 



RYAZANIAN 

Hectoroceras kochi 7.one:The .immonke Borealites sp. äff. 
fedorovi Klimova, 1969, and the Buchia species B. fischena- 
na, B. unschensis, B. terebratuloides, B. okensis and B. vol- 
gensis characterize this zone (see Häkansson et al. 1981a). 
The genus Borealites appears in the Chetaites Sibiriern Zone 
of northern Siberia and becomes more diversified in the lower 
part of the H. kochi Zone according to Casev (1973). The 
specimens from North Greenland are dosest to forms from 
northern and western Siberia from the H. kochi Zone. 
Aniong the Buchia species, B. okensis and B. volgensis are 
thought to appear at the base of the H. kochi Zone and only 
two of them, B. okensis and B. volgensis, occur above the 
H. kochi Zone to the top of the Ryazanian according to Zak 
HAROv in Häkansson et al. (1981a). 

Bojarkia mesezhnikowi Zone: Only Peregrinoceras sp. 
äff. albidum Casey, 1973, is known from this level (HAkans- 
SON et al. 1981a). The genus Peregrinoceras appears late in the 
Ryazanian and is not known from the Valanginian. P. albi- 
dum characterizes a zone at the top of the Ryazanian in 
eastern England (Casey, 1973) and P. äff. albidum Casey, 
1973, has also been found in the top Ryazanian of Kashpur 
(Casey, Mesezhnikov & Shulgina, 1977). 



LOWER VALANGINIAN 

Neotollia klimovskiensis Zone: A few fragments of Neotol- 
lia sp. and a Buchia specimen, possibly B. keyserlingi, are 
known from this level (Häkansson et al. 1981a). 

Polyptychites michalskii Zone: The presence of this zone in 
the sequence of Kilen is verified by the find of a small, poorly 
preserved fauna of Polyptychites michalskii (Bogoslovsky), 
P. middendorffi Pavlov, P. (Astieriptychites) sp. and inde- 
terminate fragments of ,,Euryptychites" (pl. 1). 



LOWER ALBIAN 

The early Lower Aibian is here divided in three Zones: 
L. schrammeni Zone, L. tardejurcata Zone and Z.. regularis 
Zone in accordance with German usage. 

Leymeriella tardefurcata Zone: In eastern Peary Land 
Leymeriella trollei n. sp. and Freboldiceras praesingulare n. 
sp. occur together a few metres below concretions containing 
Arcthoplites jachromensis (Nikitin) and Anadesmoceras sp. 
The evolutionary stage of the Leymeriella species, being a 
progressive form of the L. schrammeni stock, seems to indi- 
cate that the assemblage belongs to the very base of the 
L. tardefurcata Zone or - possibly - the topmost part of the 
L. schrammeni Zone. Freboldiceras praesingulare n. sp. is 
very close to Freboldiceras singulare Imlay from southern 



Alaska. On the basis of morphology it is supposed to belong 
to a slightly earlier evolutionary stage than F. singulare (see 
p. 17). 

The early Lower Aibian age of F. praesingulare n. sp. is 
well documented on the basis of its occurrence together with 
Leymeriella trollei n. sp. The Alaskan occurrences of Frebol- 
diceras singulare Imlay, on the other band, belong to the so- 
called Brewericeras hulenense Zone of the North Pacific Pro- 
vince. Besides f . singulare and Brewericeras hulenense (An- 
derson), this zone also contains (according to Jones & 
Crantz 1967) e. g. Arcthoplites talkeetnanus (Imlay), Ana- 
gaudryceras sacya (Forbes), Grantziceras affine (Whitea- 
VEs), G. glabrum (Whiteaves), Parasilesites bullatus Imlay 
and Puzosia alaskana Imlay. It overlies the Moffites robustus 
Zone of early Aibian age and is referred to late Early Aibian 
by Jones & Crantz (1967). The close relations between Fre- 
boldiceras singulare and F. praesingulare n. sp., together 
with the occurrence of early forms of Arcthoplites in the 
Brewericeras hulenense Zone (see below), suggest an earlier 
Lower Aibian age of the 5. hulenense Zone than is generally 
supposed. 

A rieh assemblage of Arcthoplites jachromensis (Nikitin) 
and a single fragment oi Anadesmoceras sp. occurs a few met- 
res above the Leymeriella - Freboldiceras assemblage. 

The exact age of Arcthoplites jachromensis is not known, 
either in the type area on the Russian platform, or in other oc- 
currences in Svalbard and Arctic Canada. Nagy (1970) indica- 
tes a find of Brewericeras cf. hulenense (Anderson) together 
with A. jachromensis in Svalbard, but the affinity of that 
Brewericeras specimen is very uncertain. The Svalbard Arc- 
thoplites faunas asa whole (y4. birkenmajeri Nagy and A. ja- 
chromensis) can be dated to levels between the middle part of 
the L. tardefurcata Zone s. 1. and the upper part of the Dou- 
villeiceras mammillatum Zone according to Nagy (1970). 
Species intermediate between Freboldiceras and Arcthoplites 
(Freboldiceras remotum Nagy, Arahoplites birkenmajeri 
Nagy) occur together with Leymeriella germanica. In Arctic 
Canada Jeletzky & Stelck (1981) tentatively correlated Arc- 
thoplites bearingbeds(e. g. containing /l. jachromensis) with 
the upper part of the L. tardefurcata Zone s. 1. and the 
D. mammillatum Zone of the Western European Standard 
zonation. 

The rieh Arcthoplites fauna from Mangyschlak, described 
by Saveliev (1973), belongs to the L. tardefurcata Zone and 
does not penetrate into the L. regularis Zone. The Mangy- 
schlak fauna seems to be fairly closely related to Arahoplites 
jachromensis. 

Considering all these data, combined with stages of evolu- 
tion of the Freboldiceras -Arcthoplites stock of the faunas in 
question, it is concluded that the A. jachromensis fauna still 
belongs to the L. tardefurcata Zone and that characteristic 
Freboldiceras/ Arcthoplites faunas from Alaska, Svalbard, 
North Gfeenland and Mangyschlak can be arranged tentati- 
vely in the foUowing stratigraphic order: 

The genus Anadesmoceras appears in the L. tardefurcata 
"Zone in Germany and is also known from the L. tardefurcata 
Zone in Mangyschlak (Saveliev, 1973). In England it appears 
in the equivalent Farnhania farnhanensis Subzone. Its single 
occurrence together with Arcthoplites jachromensis in North 
Greenland is thus in good accordance with the scheme above. 



13 



L. regularis 
Zone 


no Arcthoplites 




L. tardefurcata 
Zone 


Arcthoplttes spp. 

(e. g. A. subjachromensis Saveliev) 

Arcthoplites jachromensis 


Mangyschlak 

N. Greenland/ 
Spitsbergen 




Freboldiceras remotumi 
Arcthoplites birkenmajeri 

Freboldiceras singulare/ 
Arcthoplites talkeetnanus 
of the B. hulenese Zone 

Freboldiceras praesingulare 


Svalbard 
Alaska 


L. schrammeni 
Zone 


N. Greenland 



MIDDLE ALBIAN 



MIDDLE TURONIAN - EARLY CONIACIAN 



Euhoplites lautus Zone: Two fragments, figured in PI. 3, 
one a gastroplitid, the other an Anahoplites comparable to 
A. daviesi omata Späth, 1924 are of panicular interest be- 
cause the presence of Middle Jurassic (Bathonian) strata in Ki- 
len was postulated on the basis of these fragments (Greenarc- 
tic Consortium in Dawes, 1976; Dawes & Peel, 1981). Until 
now these fragments have been the only indication of the 
Middle Albian in North Greenland. 



In Kilen the lower 300 m of the Late Cretaceous sequence 
in particular has yielded a number of faunas containing rieh 
assemblages of inoceramids and scaphites. On the basis of the 
inoceramids, E. Kauffman has dated the deposits to Middle 
Turonian - Early Coniacian. The scaphites belong to an en- 
demic stock related to the Scaphites geinitzi group, and Otos- 
caphites spp. may also be present. These faunas will be descri- 
bed in detail elsewhere. 



IV. PALAEOBIOGEOGRAPHY 



RYAZANIAN 

The Ryazanian in North Greenland is dominated by Boreal 
and Sub-Boreal ammonites and Buchia species. The stage is 
further characterised by long-ranging species of dinoflagella- 
tes which are also present in Jurassic deposits below and be- 
long to an extreme northern flora (HAkansson et al. 1981a). 



The early Ryazanian ammonite genus Borealites is known 
primarily from northern regions (the Sverdrup Basin, Sval- 
bard, Northern and Western Siberia), but has also been found 
in England. The late Ryazanian genus Peregrinoceras, on the 
other band, has up to now only been recorded from the Man- 
gyschlak Peninsula (Transcaspia), the Volga Region, and 
eastern England (Casey, 1973), and the occurrence in North 
Greenland is the first find of this genus in northern regions. 




Fig. 5. Distribution of the "borealis" and North Atlantic 
dinoflagellate assemblages in Late Jurassic -earliest Cretaceous 
time. 



14 



All the Ryazanian Buchia species have a wide distribution 
in the Boreaj realm from Arctic Canada to Svalbard and 
northern USSR. In addition, some are fairly common in the 
Sub-Borealprovince(e. g. 5. volgensis) and a few of them are 
even known from Alaska, British Columbia and California or 
have close allies in these areas (e. g. B. fischeriana and 
B. okensis). 

The restricted distribution of the dinoflagellate assemblage 
of the Ryazanian constrasts with the macrofauna. The assem- 
blage belongs to an "extreme arctic" flora of long-ranging 
species which appeared in the late Oxfordian and continued 
into the Early Valanginian. This "borealis assemblage" was 
recognized by Brideaux & Fisher (1976) from Arctic Canada, 
extending from the McKenzie River delta to Ellef Ringness Is- 
land in the Sverdrup Basin. The assemblage further extends to 
East Greenland, where it is mixed with the widely distributed 
North Atlantic flora (Piasecki, 1980) (Fig. 5). 



VALANGINIAN 

The biogeographic pattem in the Neotoüia klimovskiensis 
Zone of the Early Valanginian is more or less unchanged from 
the Ryazanian. Poorly preserved Neotoüia and }Buchia key- 
serlingi both belong to the Boreal and Sub-Boreal province, 
while the dinoflagellates belong to the restricted extreme 
northern "borealis assemblage". 

A few metres above the Neotollia level the dinoflagellate 
assemblage changes drastically: The "borealis assemblage" 
was replaced completely by typical Early Cretaceous forms 
known from the entire North Atlantic region, including NW 
Europe. As this flora is known from earlier deposits both in 
NW Europe and the Atlantic, the appearance in North 
Greenland must be explained by a delayed migration to the 
north caused for instance by suddenly improved physical 
connections or by a rise in temperature (HAkansson et al. 
1981a). A similar Invasion of southern forms apparently took 
place also in the Arctic Canada in the Valanginian (McInttre 
& Brideaux 1980). 



Ammonites from the Polyptychites michalskii Zone in Ki- 
len are completely identical with forms known from the Sver- 
drup Basin (pers. comm. E. Kemper, 1982) and from north- 
ern USSR (see e. g. Pavlov, 1914; Bogoslovskv, 1902; Body- 
LEVSKY, 1960). This fauna has a restricted, high northern Bo- 
real distribution as distinct from "Polyptychites tscheka- 
nowski Beds" of Kemper & Jeletzky (1979), which in the 
Sverdrup Basin contains forms closely related to the NW 
German province (Kemper, 1977; Kemper & Jeletzky, 1979). 

It is not possible to teil if the dinoflagellate Invasion from 
the south, mentioned above, is earlier or later than the P. mi- 
chalskii fauna, as no dinoflagellates are preserved in this part 
of the Wandel Sea Basin (cf. HAkansson et al. in prep.). 



LOWER ALBIAN 

The ammonite faunas of that time from North Greenland 
represent a mLxture of forms belonging to different provinces 
and showing a fairly surprising, characteristic pattern of mi- 
gration routes. The composition of Lower Albian faunas 
from Svalbard (described by Nagy, 1970) and from East 
Greenland (summarized by Donovan, 1957) are similar in a 
number of respects. 

Leymeriella: The early representatives are only known 
from Svalbard, North Greenland and NW Germany, but la- 
ter representatives are widely distributed in NW Europe and 
connected with occurrences in Transcaspia (see Saveliev, 
1973) and Iran (see Seyed-Emani, 1980) via a mid-European 
sea-way marked by occurrences of leymeriellids in Austria, 
Bulgaria, Rumania, southern Russia and Kaukasus, (Owen, 
1973, 1979; Seyed-Emani, 1980). This distribution is nearly 
identical with the hoplitinid province of the Middle Albian. 

Freboldiceras is known from the American Northern Paci- 
fic Province of Alaska, Arctic Canada, North Greenland and 
Svalbard. Other characteristic forms, first described from the 
Pacific province: Grantziceras, Brewericeras and Grycia, are 
known as far as Arctic Canada, Svalbard and East Greenland 
(Brewericeras), but have not been found in North Greenland. 





LEYMERIELLA O 
^FREBOLDICERASO 
^ARCTHOPUTES* 







Fig. 6. Distribution of the Early Albian genera Leymeriella, 
Freboldiceras and Arcthoplites. 



15 



Arcthoplites is known from the American Northern Pacific 
Province of Alaska (early forms), Arctic Canada, North and 
East Greenland and Svalbard, and further from the Russian 
Platform, Mangyschlak (Transcaspia) and Iran (see e. g. 
Nagy, 1970; Saveliev, 1973; Seyed-Emani, 1980). The non- 
occurrence of Arcthoplites in western Europe, and the non- 
occurrence of Leymeriella in central Russia, taken together 
with the occurrence of both genera in two regions far apart: 
the high nonhern Atlantic region and Mangyschlak - Iran, 
indicates two different routes of distribution of these two ge- 
nera: An Atlantic - European sea-way for Leymeriella and a 
Russian- Arctic sea-way for Arcthoplites (omitted in Owen 's 
palaeobiogeographic maps from 1973 and 1979) (Fig. 6). 

It is difficult to explain this pattern satisfactorily, but it may 
be mentioned that the distribution of Arahoplites shows 
some similarity to the distributional pattern of Upper Volgian 
Craspedites. The home of Craspedites is the Russian Plat- 
form, but whereas the genus is apparently also widely distri- 
buted in northern Boreal regions (northern Siberia, Svalbard, 
North Greenland, Sverdrup Basin), it is never found in we- 
stern Europe. The genus Leymeriella's close connection with 
the Mid-European - Atlantic sea-way, and the lack of this ge- 
nus in circum- Arctic regions indicate that it does not belong 
to the Boreal stock, but is better regarded as a primarily Euro- 
pean form which migrated far to the north as did the hopliti- 
nids of the Middle Albian. 

On the basis of the distribution of glendonite, Kemper & 
Schmitz (1981) and Kemper (1982, herein) proposed the exi- 
stence of Lower Valanginian and Aptian- Albian glaciations. 
The strong circum-arctic provincialism still present in Early 
Valanginian time could be considered as support for this hy- 
pothesis, but this can hardly be justified, as a similar provin- 



cialism is also Seen in large parts of the Middle and Upper Ju- 
rassic. Furthermore, also the wide distribution of the Early 
Albian ammonites occurring in North Greenland is hardly 
compatible with Kemper's hypothesis. 



MIDDLE ALBIAN 

The occurrence of a gastroplitid ammonite and Anahoplites 
cf. daviesi omata Späth in North Greenland is complemen- 
tary to occurrences of earlier Middle Albian and basal Upper 
Albian in East Greenland (Donovan 1957) and Svalbard 
(Nagy 1970), belonging to the northern part of the Middle 
Albian hoplitinid province, described by Owen (1979). 



LATE CRETACEOUS 

The fairly sporadic macrofauna from the series of local 
pull-apart basins developed across North Greenland through 
the Late Cretaceous is characterised by the occurrence of wi- 
despread Boreal inoceramids through the Turonian - Santo- 
nian interval. On the other band, a comparison of the Middle 
Turonian - Early Coniacian scaphites with faunas of similar 
age from Nonh America and Europe seems to show that most 
of the North Greenland scaphites belong to an endemic stock 
related, most likely, to the European Scaphites geinitzi 
group. Considering the general provincialism characterising 
the Late Cretaceous scaphites this result is not in any way sur- 
prising. Rare, poorly preserved scaphites from East Green- 
land referred to Scaphites sp. cf. geinitzi d'Orbigny and S. 
äff. morrowi Jeletzky by Donovan (1953) may be related to 
the North Greenland stock. 



V. CONCLUDING REMARKS ON OCEAN DEVELOPMENT 



Late Cretaceous geology in North Greenland was control- 
led by the series of events in the Wandel Hav Strike-Slip Mo- 
bile Belt, in which activity ceased just after the Cretaceous - 
Tertiary boundary. The detailed relations between these 
events have yet to be determined, but it would appear from 
the present data that 1) formation of all pull-apart basins cha- 
racterising the mobile belt was initiated som time subsequent 
to the Albian; 2) the oldest strata so far determined from any 
of the basins are of Middle Turonian age, while the youngest 
strata correspond to the Cretaceous -Tertiary boundary; and 
3) compressional deformation in all basins was apparently 
terminated prior to renewed deposition in the Late Paleocene 
(HAkansson & Pedersen in press). In addition, the rather 
poorly dated dyke-swarm associated with the Kap Washing- 
ton Group volcanics (K/Ar ages of 130-66 m. y. according to 
Dawes & So per 1979) may be regarded in part as precursor of 
the mounting transtensional forces that subsequently gave 
rise to the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt. 

Perhaps the most intriguing new result concerning the early 
history of the North Atlantic and Arctic Oceans is the appa- 
rent lack of evidence of post-Cretaceous compressional forces 
in North Greenland (HAkansson & Pedersen in press). In 
both Svalbard and the Sverdrup Basin, significant Eocene and 



Oligocene - Miocene deformation took place - the Eurekan 
Orogeny in the Sverdrup Basin and the West Spitsbergen 
Orogeny in Svalbard (see e. g. Christie 1979) - and in spite of 
the general lack of Observation, such phases have often been 
more or less customarily attributed to North Greenland as 
well. However, as pointed out above, the recent field work 
has failed to provide the anticipated evidence here. 

The trend in the major faults of the Wandel Hav Strike-Slip 
Mobile Belt in eastern Peary Land and northern Kronprins 
Christian Land (Fig. 2) largely parallels the complex Spits- 
bergen Fracture Zone separating the Mohns and Nansen Rid- 
ges (HAkansson 1979). However, the age of the Spitsbergen 
Fracture Zone has yet to be settled, and associated oceanic 
crust formation did not commence until around the time of 
anomaly24 (Vogt et al. 1979), i. e. distinctly after the ceasing 
of activity of the on-shore part of the Wandel Hav Strike-Slip 
Mobile Belt. As long as the broad shelf off eastern North 
Greenland is still virtually unexplored, a direct relationship 
between these two major structural elements therefore must 
remain speculative (HAkansson & Pedersen in press). 

One possibility is that the activity of the Wandel Hav Stri- 
ke-Slip Mobile Belt affected both the on-shore part of the 
Wandel Sea Basin that has now been investigated, as well as 



16 



the Greenland and southern Baren ts shelves (with the possible 
continuation in the Troms Basin area). Subsequently, the me- 
gascopic shear System causing the Wandel Hav Strike-SHp 
Mobile Belt was released in the Spitsbergen Fracture Zone in 
which the majority of the actual dislocations has taken place 
during the Cenozoic. 

The existence of mirror Images on the Greenland plate of 
the Tertiary wrench faulting in the West Spitsbergen Oroge- 
ny, implied by for instance Lowell (1972), Steel et al. (1981) 
and SoPER et al. (1982) has not been directly substantiated by 
recent investigations. However, their existence on the broad 
Greenland shelf bordering the Spitsbergen Fracture Zone is 
quite Ukely. As pointed out by Kellogg (1976), transpressio- 
nal deformation, reflecting the opposing movement of Green- 
land and Svalbard, continued until late Oligocene on the 
eastern side of the fracture zone. In the outer pan of the shelf 



off northeastern Greenland, it may therefore with some rea- 
son be expected that structures of the Wandel Hav Strike-Slip 
Mobile Belt will be found having an overprint of the West 
Spitsbergen Orogony. 

Recently, Soper et al. (1982)developed a detailed model for 
the formation of the Eurasian Basin in the Arctic Ocean assu- 
ming a direct connection between the Kap Washington 
Group volcanicity and the initial opening of the Eurasian Ba- 
sin. As we do not fuUy accept these authors' Interpretation of 
the stratigraphic position of the Kap Washington group and 
find their assumption that Paleocene strata are folded to be in- 
supportable (cf. also Häkansson & Pedersen in press), we 
would question their suggested order of events. Consequent- 
ly, since no convincing evidence has yet been presented, we 
would advise the consideration of other, presumably older, 
relationships for the North Greenland volcanicity. 



VI. APPENDIX 



VALANGINIAN AND ALBIAN 
AMMONITE FAUNAS 

Lower Valanginian polyptychites 
(pl. 1, figs 16-19) 

Material: Fragments of "Euryptychites" (GGU216119) 
have been found in situ together with two loose specimens 
of Polyptychites mkhalskii (Bogoslovsky) and one specimen 
of Polyptychites middendorffi Pavlov (GGU216118). Two 
metres above this level two loose fragments of Polyptychites 
(Astieriptychites) sp. have been found (GGU216117). Mo- 
reover, a few indeterminate fragments are available. 

Locaüty: Kilen, Kronprins Christians Land (Fig. 2, loc. 

10). 

Remarks: The two Polyptychites michalskii specimens, 
one of which is shown in pl. 1, figs 19a-b, are fragments of 
microconchs and in good agreement with the type series figu- 
red by Bogoslovsky (1902, pl. 15) except for a less inflated 
shape. The phragmocone of P. middendorffi Pavlov, figured 
in pl. 1, figs 16a-b, shows especially close similarity with the 
phragmocone figured by Pavlov, 1914, pl. 6, fig. 2. The two 
poor fragments of P. (Astieriptychites) Bodylevsky, 1960, fi- 
gured in pl. 1, figs 17-18 show aribbing pattern similarto the 
type of P. (A.) astieriptychus Bodylevsky, 1960 (pl. 39, 
fig. 1). 

Leymeriella trollei n. sp. 
(pl. 1, figs 1-5) 

Holotype: MGUH15972, figured in pl. 1, fig. la-b be- 
longing to the sample GGU270052A. 

Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5) 

Material: Ca. 10 specimens, partly fragmentary, all from 
same locality and horizon. GGU270052A. 

Description: All the specimens are somewhat crushed, 
but otherwise the preservation is good, including the nacre- 
ous shell. The holotype seems to be mature, having the com- 



plete, 200° long bodychamber preserved (pl. 1, fig. la-b). 
The diameter of this specimen is 42 mm and the diameter of 
the phragmocone ca 30 mm. The diameter of the phragmo- 
cone of other specimens varies from 16 to 25 mm. They may 
be juvenile as no signs of crowding of the last sutures have 
been recognized. The cross section of the whorls is compres- 
sed and slightly flattened ventrally, but cannot be described in 
detail because of crushing. The umbilical ratio is 26-29%. 
Ribbing can be recognized from a diameter of 4 mm. The ribs 
are prorsiradiate and strongly pro|ected ventrally. They are 
usually Single and extend to the umbilical edge or they bifur- 
cate close to the umbilical edge in rare cases. They are sharp on 
the flanks, but grow broader and flatter ventrally. They usu- 
ally form a ventral chevron of an acute shape proximally and a 
rounded shape distally. In certain cases, especially in early 
and middle growth stages, the ribs may be nearly completely 
flattened out ventrally, so that the venter tends to become 
smooth. The ribbing on the venter is more strongly developed 
on the internal mould than on the surface of the shell, as the 
nacreous layer tends to smooth out the sculpture. The pre- 
sence of weak constrictions, best developed on mature body- 
chambers, gives the ribbing a slightly irregulär appearance. 
The suture lines are not very incised. The external saddle is 
broad and bifid and the first lateral lobe has a rather symme- 
trical trifid shape. 

Discussion: The specimens show fairly close affinity to 
early LeymerielLi forms (Proleymeriella Breistroffer, 
1947), but also show characters which connect them with the 
next evolutionary stage of the Leymeriella group. 

The early stages of the Leymeriella stock are only known 
from Northern Germany, first and foremost described in the 
classical work by Brinkmann (1937) and later by Kemper 
(1975) and Kemper & Zimmerle (1978). Brinkmann showed 
that the earliest representative, L. schrammeni, evolved from 
the desmoceratid Callizoniceras and he described two diver- 
ging lineages evolving from that species: the L. tardefurcata 
lineage and the L. acuticostata - L. regulans lineage. Brei- 
stroffer (1947) established a subgenus, Proleymeriella, for 
L. schrammeni and other early representatives, later treated 



17 



as a separate genus by Casey ( 1 957). Later investigations seem 
to show that every gradation benveen the two lineages occurs, 
both in early and later stages of evolution (Kemper, 1975; Ca- 
sey, 1957). 

On the basis of the presence of constrictions, rare occur- 
rences of bifurcating ribs, chevrons on the venter and absence 
of tardefurcate Splitting of the ribs on the flanks, the speci- 
mens here described are believed to belong to early repres- 
entatives of the Leymenella stock, related to, but not identi- 
cal with L. ("Proleymeriella") schrammeni. The weakness of 
the constrictions, rare occurrence of bifurcating ribs and 
slightly flattened venter in early growth stages indicate that 
the specimens are well on the way to the next evolutionary 
Step, e. g. as represented in part by L. acuticostata Brink- 
mann. It should further be stressed that the umbilical ratio of 
the specimens here described is slightly smaller than that of 
L. (P.) schrammeni (Vfpe 31 %),but considerably smaller than 
in L. acuticostata (neotype37%). Theassemblageis thus best 
regarded as a new species. A fragment of a Proleymeriella sp. , 
described by Nagy (1970) from Svalbard, differs from the col- 
lection described here by common occurrence of ribs bifurca- 
ting on the inner third of the flanks. 



Anadesmoceras sp. 
(pl. 3, fig. 2) 

Material: One fragment in Arcthoplites concretion 
GGU270052B. 

Locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). 

Description: The only specimen consists of an incom- 
plete bodychamber and parts of the phragmocone. The dia- 
meter at last suture is 1 12 mm. The shell is rather scaphitoid 
and the whorls compressed, having the maximum width at the 
umbilical edge, from where the flat flanks converge towards 
the narrowly arched venter. The surface is smooth except for 
very obscure ribs on the flanks and faint constrictions. 

Discussion: The fragment shows some similarity to the 
later Cleoniceras discor Saveliev, 1973 (p. 113, pl. 8, fig. 1; 
pl. 17, figs3, 4)fromMangyschlakbothinsizeandcross-sec- 
tion, but this latter species is more involute and more orna- 
mented than the Greenland specimen. 



Freboldiceras praesingulare n. sp. 
(pl. 1, figs6-15) 

?1967 Freboldiceras singulare Imlay; Nagy, p. 48, pl. 6, fig. 3; 
text-fig. 11c. 

Holotype: MGUH15982, figured in pl. 1, figs lla-b. 
belonging to the sample GGU270052A. 

Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). 

Material : Ca. 20 specimens, partly fragmentary, all from 
same locality and horizon. GGU270052A. 

Description : All the specimens are somewhat crushed. 
The largest specimen, with most of the bodychamber preser- 
ved, is 73 mm in diameter, while the diameter of the phragmo- 
cone is 52 mm. The diameter of the phragmocones varies 
from 22 to 52 mm and bodychambers seem to attain a length 



of about half a whorl. No crowding of the last suture lines has 
been seen and it is therefore assumed that the assemblage re- 
presents different growth stages, although sexual dimorphism 
may not be completely excluded. The best preserved speci- 
mens show a compressed shape with slightly rounded flanks 
and with the maximum thickness close to the umbilical edge, 
an evenly rounded venter, a shallow umbilicus and a high ex- 
pansion rate. The umbilical ratio is about 21-27%, but must 
be considered slightly higher in uncrushed specimens. 

The mother-of-pearl of the shell is preserved, revealing fine 
preservation of shell sculpture. The ornamentation consists of 
Striae, ribs and rare constrictions. The Striae are fine and fle- 
xuous, bending slightly forward ventrally. The ribs are usu- 
ally Single and most strongly developed at the umbilical 
Shoulder and on the outer part of the flanks. However, the 
ribs are highly variable in strength, shape, distance and distri- 
bution on the shell. On the inner whorls very faint ribs may be 
discernible at the umbilical edge and on the inner flanks from a 
diameter of 6 mm, but some specimens stay nearly smooth to 
a diameter of about 20 mm. As mentioned above, the ribs are 
usually Single, but in rare cases they bifurcate on the outer 
part of the flanks. In some specimens the ribs are strongly 
swoUen at the umbilical Shoulder. The ribbing is prominent to 
a diameter of about 40 mm. Fragments of larger bodycham- 
bers are smooth except for the fine striation. Rare constric- 
tions may be seen both on early whorls and on otherwise 
smooth bodychambers. 

The suture lines are simple with a broad, shallowly incised 
slightly asymmetrical first lateral lobe and a small highly 
asymmetrical second lateral lobe. 

Discussion: Some of the specimens are rather similar to 
Freboldiceras singulare Imlay, 1959, from Alaska, as descri- 
bed by Imlay (1959, p. 182, pl. 30, figs 1-7), Imlay (1960, p. 
102, pl. 14, figs 8-1 7) and Jones in Jones & Crantz (1967, p. 
37, pl. 7, figs 1-25). Furthermore, suture lines are very close. 
However, taking the füll spectrum of Variation into account, 
the specimens from Greenland usually differ from the species 
from Alaska by lacking short secondary ribs, the very rare oc- 
currence of bifurcating ribs, and the apparently more com- 
pressed shape. According to Jones (1967) F. singulare from 
Alaska includes further transitional forms between F. singu- 
lare and Arcthoplites talkeetnanus, not met with in the mate- 
rial here described. Jones (1967) considered that the genera 
Freboldiceras Imlay and Arcthoplites Späth, together with 
Grantziceras Imlay, were derived from a common ancestor. 
The three genera seem to occur together in Alaska. 

The Freboldiceras described here (dated to the early part of 
the L. tardefurcata Zone on the basis of occurrence together 
with Leymeriella trollei n. sp.) is believed to be slightly earlier 
than the Alaskan F. singulare (dating discussed p. 14), and 
the genus Freboldiceras may thus have evolved slightly earlier 
from a desmoceratid ancestor thin Arcthoplites and may pos- 
sibly have given rise to that genus. 

A few poorly preserved specimens from Svalbard referred 
to Freboldiceras singulare by Nagy (1970), may belong to the 
species described here, as they also are indicated as lacking se- 
condary ribs. 



Arcthoplites jachromensis (Nikitin, 1888) 
(PI. 2, figs 1-10; pl. 3, fig. 1) 

1888 Hoplnei jachromensis NiKITIN, p. 57, pl. 4, figs 1-5, 7. 
1925 Arcthoplites jachromensis (NiKITlN); SPATH, p. 76. 
?1953 Arcthoplites sp. cf. jachromensis (NIKITIN); DONOVAN, 

p. 117, pl. 25, figs 3, 4, text-fig. 12. 
?1964 Arcthoplites äff. jachromensis (NlKITIN); Jeletzky, p. 78, 
figs lA-D. 
1970 Arcthoplites jachromensis (NiKITIN); Nagv, p. 51, pl. 8, 
fig, 1. 

Material : Aprofusionof specimens inafewlargeconcre- 
dons. GGU270052B. 

Locality: East Peary Land (fig. 2, loc. 5). 

Description: The presence of a large number of speci- 
mens in the same concretion provides a good opportunity of 
observing the variability of what must have been a contem- 
poraneous assemblage. Most specimens are slightly crushed, 
but are otherwise extremely well preserved, inciuding the na- 
creous shell. The diameter of the largest specimen is 1 35 mm, 
the diameter at the last suture of this specimen is 1 15 mm and 
the length of the incomplete body chamber 270°. Except for 
that specimen, which seems to be mature, the material con- 
tains growth-stages of all sizes, the smallest one measuring 
15 mm in diameter at the last suture. The umbilical ratio 
shows a wide Variation - from 21 to 34%. 

The whorl section is evenly rounded to a diameter of 
15 mm, and from that stage becomes subquadrangular until 
an even rounded form returns in mature bodychambers. The 
umbilical slope is gently inclined and the maximum width is 
dose to the umbilical edge. The ratio between whorl width 
and whorl height varies from 1.0 to 0.8. 

Ribbing begins at a diameter of about 10 mm. The early 
ribs are rather weak and flexuous but become gradually more 
straight, although they continue to develop a slight forward 
bend ventrally. They vary somewhat in strength and sharp- 
ness, but othei-wise show a very persistent pattern with mar- 
ked, distant primaries bifurcating high on the flanks or with 
Single ribs intercalated. The ribs are well developed ventrally 
and they persist to the peristome. 

The suture line shows a wide, only shallowly incised first 
lateral saddle, a fairly complex, slightly asymmetrical first la- 
teral lobe, which is somewhat deeper than the ventral lobe, a 
second lateral saddle with deep phylloid incisions and a stron- 
gly asymmetrical second lateral lobe. 

Discussion: Some of the species here discussed closely 
match the type of/1. jachromensis figured by Nikitin in pl. 4, 
figs 1-2. Saveliev (1973) has referred (with some doubt) other 
specimens figured by Nikitin to new species which he esta- 



blished on the basis of coUections from the L. tardefurcata 
Zone of Mangyschlak (A. nikitini Saveliev [Nikitin, pl. 4, 
figs 3, 4, 6]; A. meridionalis Saveliev [Nikitin, pl. 4, fig 7]). 
These specimens tend to be slightly coarser-ribbed than spe- 
cimens from Greenland and are all from other localities than 
the type. Close knowledge of the stratigraphy is necessary to 
justify this Splitting. The Arcthoplites fauna from Mangy- 
schlak described by Saveliev seems primarily to differ from 
A. jachromensis in a smoother ribbing pattern. 

All other Arahoplites from Alaska, Canada and Svalbard 
(e. g. A. belli (McLearn), A. talkeetnanus (Imlay), A. bir- 
kenmajeri Nagy) tend to show relations to Freboldiceras in 
ribbing pattern, e. g. by weakening of the ribbing on venter 
and bodychamber. Some uncertainty still remains over the 
delimitation of the two genera. 



Middle Albian hoplitids 
(pl. 3, figs 3-4) 

Material : Two fragments coUected by Greenarctic Con- 
sortium and placed at our disposal by Dr. Brian Jones, De- 
partment of Geology, University of Alberta. 

Locality: Lastern part of Kilen, Kronprins Christian 
Land. Exact locality unknown. 

Description: One of the specimens (pl. 3, fig. 4) con- 
sists of a crushed fragment of Anahoplites, the sculpture of 
which shows some similarity to A. davtesi ornata Späth 
(1924, pl. 14, figs 5c-d). The other fragment may be a gastro- 
plitid. It consists of only an outer mould of the flank and um- 
bilicus, shown as a cast in pl. 3, fig. 3. 



ACKNOWLEDGEMENT 

The results described in this paper are based on field work carried 
out in connection with a mapping programme of North Greenland 
undertaken by the GeologicalSurveyof Greenland (GGU), in which 
one of the authors (E. H.) took part in 1978 and 1980. Weexpressour 
sincere thanks to Niels Henriksen for the Organization of the expe- 
ditions and to CLAUS Heinberg and Flemming Rolle, who collec- 
ted important parts of the material here described. We are grateful to 
Dr. Brian Jones, Edmonton and Dr. Ulrich Mayr, Calgary who 
made available the hoplitids kept in the Geological Department, Uni- 
versity of Alberta, and to Dr. E. Kemper, Hannover, Dr. 
H. G. Owen, London and Dr. D. L. Jones, La Jolla, California for 
helpful advice on some of the ammonites. We thank also 
R. G. Bromley, K. Nielsen, J. Aagaard, H. Egelund, 
E. Nordmann and I. Nyegaard for help in the preparation of text 
and illustrations. 

This paper is published with the approval of the Director of the 
Geological Survey of Greenland. 



19 



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lin. 



Plate I 

All figures natural size, arrows mark last suture. Specimens marked MGUH kept in Geological Museum 
of the University of Copenhagen and specimens marked UA kept in Geological Department of the 
University of Alberta, Edmonton. 



Figs 1-5. 



Figs6-15. 



Fig. 16. 
Figs 17-18 

Fig. 19. 



LeymerielU trollet n. sp. All from Sample GGU270052A. 

Fig. !. Holotype, MGUH 15972. Complete adult. 

Fig. 2. MGUH15973. Bodychamber incomplete. 

Fig. 3. MGUH15974. Presumably juvenile. 

Fig. 4. MGUH15975. Presumably juvenile, bodychamber incomplete. 

Fig. 5. MGUH15976. Presumably juvenile, bodychamber incomplete. 

Freboldiceras praesingulare n. sp. All from sample GGU270052A. 

Fig. 6. MGUH 15977. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete. 

Fig. 7. MGUH 15978. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete. 

Fig. 8. MGUH15979. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. 

Fig. 9. MGUH15980. Juvenile? specimen, bodychamber apparently complete. 

Fig. 10. MGUHI5981. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. 

Fig. 1 1. Holotype. MGUH 15982. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. 

Fig. 12. MGUH15983. Fragment of adult? bodychamber. 

Fig. 13. MGUH15984. Fragment of adult? bodychamber. 

Fig. 14. MGUH15985. Fragment of adult? bodychamber. 

Fig. 15. MGUH15986. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. 

Polyptychites middendorffi Pavlov, 1914. Sample GGU2161 18. MGUH15987. 
Incomplete phragmocone. 

Astieriptychites sp. Sample GGU216117. 

Fig. 17. MGUH 15988. Fragment of bodychamber. Gast of external mould. 

Fig. 18. MGUH15989. Fragment of bodychamber. Gast of external mould. 

Polyptychites mtehalskii ßOGOSLOVSKY, 1902 [m]. 
Sample GGU2161 18. MGUH15990. 



Zitteliana 10, 1983 




BiRKELUND, T. & HAKANSSON, E. 



Plate 1 



Plate 2 



Figs 1-10. Arcthoplnes jachromerists (NlKlTlN, 1888). 

All from the same concretion, sample GGU270052B. 

Fig. 1. MGUH 15991. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. 

Fig. 2. MGUH 15992. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. 

Fig. 3. MGUH 15993. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. 

Fig. 4. MGUH15994. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. 

Fig. 5. MGUH15995. Incomplete phragmocone. 

Fig. 6. MGUH 15996. Incomplete phragmocone. 

Fig. 7. MGUH 15997. Incomplete phragmocone. 

Fig. 8. MGUH 1 5998. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. 

Fig. 9. MGUH 15999, Juvenile specimen with incomplete bodychamber. 

Fig. 10. MGUH 16000. Incomplete phragmocone. 



Zitteliana 10, 1983 




BlRKELUND, T. & HÄK.ANSSON, E. 



Plate 2 



Plate 3 



Fig. 1. Arcthoplitesjachromensii(N]KmN,\i 

Sample GGU270052B. MGUH16001. Nearly complete adult. 

Fig. 2. Anadesmoceras sp. Sample GGU270052B. MGUH16002. 

Incomplete bodychamber. 

Fig. 3. Gastroplitid. Gast of external mould. UA7027. 

Fig. 4. Anahoplites cf. A. daviesi ornata SPATH, 1924. 

Fragment of phragmocone. UA7028. 



Zitteliana 10, 1983 




BiRKELUND, T. & HAKANSSON, E. 



Plate 3 



27 



Zitteliana 


10 


27-41 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



The stratigraphy and Sedimentation of the Turonian-Campanian 
in the Southern Province of England 



By 
RORY N. MORTIMORE*) 

With 5 text figures and 2 tables 

ABSTRACT 



A new iithostratigraphic and revised biostratigraphic 
scheme for the White Chalk of the Southern Province of Eng- 
land is proposed, introducing a Sussex White Chalk Forma- 
tion with six Members, the Caburn, Lewes, Seaford, Newha- 
ven, Whiteciiff and Portsdown Chalks, based on stratotype 
sections in East Sussex and the Isle of Wight. 

Isopachyte and lithofacies data indicate that the Turo- 



nian-Campanian Chalk was deposited in a complex basin 
with an axial trough surrounded by shelves and containing 
many local periclinal shaped swells across which condensa- 
tion occured. Consequently ideal type sections for stratigra- 
phic purposes are limited. As far as possible the thickest and 
most complete sections have been chosen as stratotypes but 
many anomalies occur; these are discussed. 



KURZFASSUNG 



Eine neue lithostratigraphische Gliederung und ein revi- 
diertes biostratigraphisches Schema für den White Chalk der 
Süd-Provinz Englands wird vorgeschlagen. Es wird eine Sus- 
sex White Chalk Formation eingeführt mit 6 Unterteilungen : 
Caburn, Lewes, Seaford, Newhaven, Whiteciiff und Ports- 
down Chalk Member, deren Stratotyp-Profile in East Sussex 
und auf der Isle of Wight liegen. 

Isopache Rekonstruktionen und lithofazielle Analysen zei- 



gen, daß die Turon-Campan-Kreide in einem differenzienen 
Becken mit einem axialen Trog abgelagert wurde, umgeben 
von Schelfgebieten. Dieses Becken enthielt viele lokale kup- 
pige Schwellen, auf denen Kondensation stattfand. Deshalb 
sind gute komplette Profile für stratigraphische Zonierungen 
begrenzt. Die komplettesten und mächtigsten Profile wurden 
als Stratotyp-Profile ausgewählt, obwohl Anomalien auftre- 
ten, die hier diskutiert werden. 



TABLE OF CONTENTS 



1. Introduction 28 

II. Lithostratigraphy 28 

III. Biostratigraphy 33 

rV. Sedimentation in the Sussex Trough and on its Margins 33 

V. Stratigraphic Anomalies 36 

VI. Conclusions 40 

Acknowledgements 40 

Literature 40 



R. N. MORTIMORE, Geotechnical Section, Department of Civil 
Engineering, Brighton Polytechnic, Brighton, England. 



28 



I. INTRODUCTION 



Upper Cretaceous stratigraphy in the Southern Province of 
England (Figure 1) has altered little since publication of the 
Cretaceous Memoir by Jukes-Browne & Hill (1903-4), 
(Table 1). Elsewhere, Fletcher (1979; and see also Fletcher 
& Wood in Wilson & Manning, 1978) and Wood & Smith 
(1978) have introduced new lithostratigraphies for the Upper 
Cretaceous in Northern Ireland and the Northern Province of 
England respectively. This paper complements that work 
with the introduction of a new lithostratigraphy (Table 2) for 
the Turonian-Campanian of the Southern Province of Eng- 
land. The biostratigraphy remains largely as introduced from 
France by HEbert (1874) and Barrois (1876) with modifica- 
tions by Br'i'done (1914) and Gaster (1924). It is suggested 
that a more refined use can be made of inoceramids, Micraster 
and Echinocorys. 



The Southern Province (Figure 1) as understood here is 
both a biogeographic region as defined by Stokes (1975) and a 
tectofacies region (sensu Krumbein & Sloss, 1955) which is 
determined partly from the isopachyte orientations (Figure 3) 
and on lithostratigraphical evidence. The Northern Province 
(Stores 1975; Wood and Smith 1978) is clearly defined in 
Yorkshire, Lincolnshire and northern Norfolk but grades 
both bio- and lithostratigraphically into a transitional region. 
This transitional region is not as well researched, and on pre- 
sent evidence provides difficulties in correlation between the 
Northern and Southern Provinces because both the litholo- 
gies and the faunas appear to be transitional. These difference 
are most apparent in the Coniacian and Santonian. 



Flg.1 




Upper Cretaceous provinces in 
England and location of strato- 
type sections in the Southern 
Province 

1. Lewes (Sussex) 

2. Sussex coast sections 
3.Whiiecliffe Isle of Wight 



[ ] Upper Cretaceous 



II. LITHOSTRATIGRAPHY 



Jukes-Browne & Hill (1903^) retained two lithostrati- 
graphic sub-divisions for the Turonian-Campanian in Eng- 
land, the Middle and Upper Chalk, although the boundary 
between these implied formations was taken variously at 
either the base of the Chalk Rock (Figure 4a) or the first flints, 
or the base of the Sternotaxis {Holaster) planus Zone. Current 



re-mapping of the Chalk by the Institute of Geological 
Sciences has shown that, at least in Sussex, the boundary bet- 
ween these two formations is difficult to recognize in the field 
and therefore, un-mappable. Thus, the Middle and Upper 
Chalk have been "lumped" into one unit. 



29 



TRADITIONAL STRATIGRAPHY 



e 



TflP fnr.K 



CHALK ROCK 



MELBOURNRK <J 



PHILLIPS 

1818 



DOVER 



FEW 
ORGANIC 
REMAINS 



CL < Z Z 

tr •- 2 ** 2 



GREV 
CHALK 



CHALK 
MARL 



UGS Of 
GAULT 



FEW 
ORGANIC 
REMAINS 



MANTELL 
1822 



SUSSEX 



GRE Y 

CHALK 

MARL 



CALEB 

EVANS 

1870 



(CROYDON 
TO OXTED 
RAILWAY 
CUTTINGSI 



3 LUE CHALK 
MARL 



LOWER 
«fNLEY 



HEBERT 

1874 



BARROIS 
1876 

(England & Ireland) 
SUSSEX 



PENNINGSi 

JUKESBROWr^ 
1881 



CAMBRIDGE 



Zone ä 
Marsupltes 



Craie de 
Bnghton 



JUKES-BROW.. 

«HILL 

1903-4 

S.ENGLAN[i 



MORTIMORE 1982 



GREY 

CHALK 



CHALK 
ARL 



GREY 

CHALK 



CHALK 
MARL 



BEDS 



ALUM BAY B 



FARLINGTON B 



BEOHAMPTON B 



WHITECLIFF B 



SOMPTING B 



CASTLE HILL B 



BASTION STEPS B 



MEECHING B 



PEACEHAVEN B 



OLO NORE B 



SPLASH POINT B 



SEAFOHD HEAD B 



CUCKMERE B 



BELLE TOUT B 



BEACHY HEAD B 



LIGHT POINT B 



GREY 
CHALK 



CHALK 
MARL 



NAVIGATION 
LEWES 



GLYNDE B 



NEW PITS B 



HOLYWELL B 



MELBOURN ROCK 



Table 1 EVOLUTION OF LITHOSTRATIGRAPHIC CONCEPTS IN THE CHALK OF SOUTHERN ENGLAND 



It is proposed to replace this undifferentiated sequence with 
a Hedbergian lithostratigraphy, recognizing a Sussex White 
Chalk Formation with six members which are in turn subdi- 
vided into beds (Table 2). The sections around Lewes and on 
the coast between Eastbourne and Brighton in Sussex and the 
coast section at Whitecliff, Isle of Wight, are selected as stra- 
totypes. 

The Sussex White Chalk Formation is defined as all the 
chalk above the Planus Marls i. e. starting at the base of the 
Middle Chalk sensu Jukes-Browne & Hill 1903-4 as preserv- 
ed in the Southern Province up to the Tertiary erosion surfa- 
ce. This term follows Rowe's concept of the White Chalk in 
his study of the coast sections (Rowe 1900-1907). The highest 
preserved chalk in the Province is found on the Isle of Wight 
and in Dorset and falls within the lower part of the Upper 
Campanian. 

On the basis of major lithological changes which neverthe- 
less do not constitute mappable units, the Sussex White Chalk 



Formation is divided into six units of member Status . These li- 
thologies are sufficiently distinct to be recognized both in the 
field and in cores and geophysical logs of boreholes. The di- 
stinctive lithologies are: 

1. Griotte texture (Tucker 1973) a term derived from the 
Pyrennean Devonian and Carboniferous griotte formations 
used to describe the marl plexus beds which contain augens of 
chalk surrounded by mterlacing network of marl often with 
horsetails. 

2. Nodular and hardground chalks which represent a series 
in sea floor lithification and burrowing (Bromley 1975), from 
indistinct, slightly red iron-stained lumpy chalks with no 
clear upper surface to well cemented hardgrounds with well 
defined upper surface which may be mineralised with glauco- 
nite and phosphate as well as iron. 

3. Soft, featureless chalks, locally laminated, containing 
very few obvious sedimentary discontinuities but often con- 
taining distinctive seams of nodular or semicontinuous (tabu- 



30 



kr) flints. The laminae usually contain small lithoclasts deri- 
ved from the chalk and small-scale slump folds and usually 
truncate burrow structures indicating a post sedimentary ori- 
gin. 

4. Discrete marls are distinct from either the griotte texture 
or the marly chalks which contain less than 80% carbonate, 



primarily on the basis of scale and structure. For example, 
marly chalks tend to be massive (i. e. 0.5-1.0 m thickness) 
while griotte marly layers may ränge from 0.03 m to 0.5 m in 
thickness but will comprise a heterogeneous plexus. Discrete 
marls, by contrast, ränge from 0.03 m to 0.3 m in thickness 
but on average are between 0.05-0.10 thick. The seam is 




Stratigraphy of the Sussex White Chalk Formation 
Lewes and Whitecliffe stratotypes 



31 



much more homogeneous than the griotte marl, has a distinct 
base and a dark colour and may posess either a plastic or 
brittle texture. The homogeneous nature of these marl seams 
(closed seam of RowE 1900) is maintained over thousands of 
Square kilometres and provides an unmistakable signature on 
geophysical borehole logs (particularly electrical resistivity 
and natural gamma). In consequence these marls provide a 
convenient series of easily recognizable marker horizons 
within the succession which are used to delimit the bounda- 
ries between many of the members and beds. 

Six members are recognized as follows: 

1 . The Caburn Chalk Member; type locality Mount Ca- 
burn, Lewes, Sussex; basal marker, base of the Melbourn 
Rock (see Jefferies 1963 Plate 2 P. 7, Holywell coast section 
Eastbourne [boundary stratotype]). The whole member 
comprises predominantly griotte chalks both of a nodular 
type e. g. Melbourn Rock and Middle Holywell Beds, and a 
more massive soft chalk type in the remainder of the sequen- 
ce. Discrete marl seams particularly characterise the upper 
part of the sequence beginning with the Mailing Street Marls 
at the boundary between the conventional Mytiloides labia- 
tus and Terebratulina lata Zones and the lower marl which is 
also the boundary between the Holywell and New Pits Beds. 

2. The Lewes Chalk Member; type locality Lewes, Sussex, 
basal marker the surface beneath the Glynde Marl at Caburn 
Pit, Lewes (boundary stratotype). Well developed beds of 
nodular chalk enter above the Glynde Marl and recur in belts 
separated by softer sometimes griotte chalks. Discrete marls 
are present in the lower half of the member and the first regu- 
lär flint seams enter in the Glynde Beds in association with the 
first nodular chalks. 

The boundary between the Caburn and Lewes Chalk so de- 
fined does not equate with the boundary between the Middle 
and Upper Chalk used by the Geological Survey in the south 



coast counties of England (Jukes-Browne & Hill 1903^) but 
falls considerably below it (Table 1). Both the Chalk Rock 
and the Top Rock (Figure 4a and b), however defined strati- 
graphically, fall within the Lewes Chalk. These rwo marker 
Units represent varying degrees of condensation resulting in 
complex amalgamation of nodular chalks to mature hard- 
grounds. Various horizons have been identified as the Chalk 
Rock or Top Rock sensu lato (Hill 1886). These various le- 
vels are indicated in Figure 4a and b. The Chalk Rock sensu 
stricto (i. e. Whitaker 1861; Hill 1886) has been in vestigated 
by Bromley & Gale (in press). The bed names proposed for 
the subdivision of the Lewes Chalk are intended to replace the 
ambiguous terms Chalk Rock and Top Rock particularly in 
the region of the Chalk Rock sensu lato. 

Bänderkreide texture, a term derived from the Maastricht- 
ian Chalk of north-west Germany (Voigt & Hantschel, 
1956) to describe discrete millimetre-thick lenses of whispy 
dark clay and silt grade marl occurs at two distinct levels in the 
Lewes Member. The lower horizon occurs everywhere bet- 
ween the Lewes Hardground and the Navigation Marl (Figu- 
re 4a) and the upper horizon between the various hard- 
grounds and nodular beds comprising the Beachy Head Beds. 
This streaky marl structure has been referred to the trace fossil 
Zoophycos and this identification has now been confirmed for 
the first time in the Sussex White Chalk (R. G. Bromley and 
A. Ekdale, personal communication). 

3. The Seaford Chalk Member; type locality Seaford Head, 
Sussex; basal marker lower Shoreham Marl Seam at Seaford 
Head (boundary stratotype). Seaford chalk is typical of the 
featureless lithology but containing numerous laminae at Sea- 
ford Head and also containing several prominent flint seams 
of which the Seven Sisters Flint is the most conspicuous. 

4. Newhaven Chalk Member; type localities Seaford Head 
and Newhaven, Sussex; basal marker the Seaford Marl at Sea- 



Table 2: Note that the colunin showing faunules shows levels of abundance and not total ranges. 



Key: Shide M 
BTM 
NP2 



= Marl 

= Belle Tout Marl; 

= New Pits Marl No. 2; 



Inoceramids: 

hercyn 
lamarc 
I. w. dorf 
cf koen. 
M. transition 



hern'nicits; 

lamarcki; 

■Waltersdorf ensis; 

koeneni; 

group of Micrasterids as yet not formally 

identified transitional between M. 

deapiens and M. coranquinum with 

affinities to M. intermedius; 



U. s = Uintacrmus socialis; 

M. t = Marsupites testudinarius; 

E. tectiform = Echinocorys scutata var: 

tectiformis; 

E. depressu = Echinocorys scutata vir: 

depressula; 

O. piano = Offaster planatus (planoconvexus); 

E. downend = fc/^mocorysof particular shapefound in 

the higher Whitecliff Chalk (see also 
Fig. 4d E. s. type 6) found at Downend 
Quarry, Portsdown and not yet 
formally identified. 



32 






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33 



ford Head (boundary stratotype). The Newhaven Chalk sees 
the return of griotte marl lithologies but in chalk of greater 
purity than the Caburn Member and with greater intervals 
between the griotte marl layers. Of particular interest are 
some of the discrete marl seams particularly the Brighton 
Marl in the Mursupites testudinarms Zone and the Old Nore 
Marl (Figure 4c). Marl in this part of the sequence is restricted 
to Wessex and Sussex and is better developed in the central 
part of the trough around Salisbury and Winchester, where 
for example the Pepperbox Marls appear but are absent in East 
Sussex at Newhaven. Consequently the upper limit of marl in 
the sequence is stratigraphically variable but within limited 
bounds. 

5. Whitecliff Chalk Member; type locality Whitecliff, Isle 
of Wight; basal marker the upper Castle Hill Marl; Castle 
Hill, Newhaven and Whitecliff, Isle of Wight (boundary stra- 
torypes). As stated above the upper limit of marl seams 
around the junction between the Newhaven and Whitecliff 
Chalk varies between Sussex and Wessex but the Castle Hill 
Marls remain, everywhere, a major and easily recognizable 
marker and are therefore chosen as the boundary between 



these members. With the exception of the Castle Hill Beds, a 
distinctive flinty unit at the base of the member, in which marl 
seams such as the Pepperbox Marls are developed in the we- 
stern part of the region, the Whitecliff Chalk is devoid of good 
marl seams. The member contains flint seams throughout but 
at certain levels columnar or paramoudra potstone flint hori- 
zons (sensu Bromley et al. 1975) are present and these are late- 
rally persistent (see Figure 4d). Paramoudras in association 
with levels of pelletal phosphate enrichment are a feature of 
the higher part of the member. 

6. The Portsdown Member; type localities Portsdown 
(Bedhampton and Farlington) Hants and Whitecliff, Isle of 
Wight; basal marker, the Portsdown Marl at Whitecliff 
(boundary stratotype). Griotte marl seams return in the 
Portsdown Member and as in the Newhaven Chalk many of 
the seams are paired (e. g. Brydone 1914). The upper limit of 
this member is not defined although in the Scratchells Bay sec- 
tion the return of marl-free chalk can be recognized. 

These six members are subdivided into beds (see Table 2) 
but the delimiting marker horizons for all bed divisions are 
defined elsewhere (Mortimore in preparation). 



III. BIOSTRATIGRAPHY 



An internationally agreed scheme for the boundaries and 
subdivisons of the Coniacian to Campanian is still not resolv- 
ed. Critical ammonites and belemnites are either absent or not 
preserved in sufficient numbers in the chalk facies of the Sout- 
hern Province of England to contribute to such a discussion. 
However inoceramid, echinoid and brachiopod assemblages 
are abundant at many levels, and the first rwo groups potenti- 
ally allow a more refined subdivision then the traditional zo- 
nal scheme suggests (Table 2). Some of the critical taxa also 
occur in the Paris Basin Chalk associated with ammonites no- 
tably in the Craie de Villedieu and, therefore, a preliminary 



Statement or their position in the southem English Chalk is 
considered to be of value. 

Ranges of the key marker species, both macro-fossils and 
foraminifera are shown in Bailey et al. 1982 against the litho- 
stratigraphical framework defined here. It is hoped that at a 
later stage modifications to the zonal structure of the Sussex 
White Chalk can be made based on Micraster (Drummond in 
preparation). From Bailey et al. Figures2 and 3, itwillbeseen 
that an inoceramid zonation is implicit in the Coniacian and 
Santonian. Inoceramids are also of particular use in subdivi- 
sion of the Turonian (Table 2). 



IV. SEDIMENTATION IN THE SUSSEX TROUGH AND IN ITS MARGINS 



Isopachyte data (Figures 3a-d) indicates that the Southern 
Province Upper Cretaceous was deposited in a broad basin 
which had an axial trough running close to the northem mar- 
gin of the South Downs of East Sussex and through Winches- 
ter and Salisbury to the west. Maximum fluctuation in thick- 
ness throughout the Upper Cretaceous is concentrated in East 
Sussex. 

Isopachyte maps (Figure 3) demonstrate that areas of shoal- 
ing are present around the western and northern margins of 
the basin, (Mid-Dorset Swell and the Berkshire-Chiltems 
Shelf, Figure 3). Local thinning across periclinal-shaped 
structures is also apparent from the isopachyte data. Many 
more of these structures probably exist on both the shelves 
and in the main basin of deposition. The Wessex part of the 
Lower Chalk isopachytes (Figure 3a) follow those of Drum 
MOND (1970) who defined the Wessex Shelf and Mid-Dorset 
Swell. The Berkshire-Chilterns Shelf is a region of general 



thinning but also clearly contains swell-like structures (Figu- 
re 3c). 

Lithofacies Variation is clearly controlled by both the gross 
basin structure of the region (Figure 3a-d) and the local peri- 
clinal axes (e. g. Brighton Dome, Figure 5a). Shelves and local 
swells tend to be the sites of Sediment attenuation and the con- 
comittant development of nodular chalks and mature hard- 
grounds. Some marker beds such as marl and flint seams may 
have been eroded, or in fact never deposited, across such 
structures as the Brighton Dome. Coarser, calcarenitic chalks 
are frequently found in the cuvettes associated with local 
structures, or as in the case of the Kingston Beds, infill the 
main axis of the trough (Brydone's Twyford Down facies, Fi- 
gure 3c, Griffiths & Brydone, 1911 p. 13-14). This facies is 
now best seen in the upper Kingston Beds in Bridgewick 
Quarry near Lewes. 



34 



Coarser Sediments on shelves ^^ ^ \_ \ / { 


>. f ^v^^^— -^^ ^~1 \ i-;,-^^^ ,— "^j^ 75 Zone oi maximum llucludtion 

30 

Fig. 3a Lower Chalk Isopachytes ( Metres) ; Wessex data from Drummond 1970 



Area of a Condensed M.labiatus zone and well developed 
Melbourn Rock 60. 

Area of a Condensed T. lata zone 
Intermediate area 




Zone Ol maximuni tiuTruHlion 



Flg. 3b Caburn Chalk Isopachytes Low and MId Turonian (Metres) 



35 



Area of typical Chalk Rock ( Burghclere Facies of 
Brydone 1911) 

Area of Twyford Down Facies ( Brydone 1911) 

II I II Intermediate area 

JLocalities with 'spurious 
Chalk Rocks 

• Control point 




Flg. 3c High Turonian Isopachytes ( Metres) 



Area of typical Top Rock ( Chatwin and WIthers 1908 
Hope Gap to Light Point Hardgrounds) 

Southern Top Rock (Navigation Hardgrounds) 
Control point 




'21 30 



>^«s40 ;'42 
Zone Ol maximum tlucluation 



Fig.3d Upper Lewes Chalk lsopachytes( metres) Low and Mid Ccniacian 



36 



V. STRATIGRAPHIC ANOMALIES 







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LEWES COMPTON 

NAVIGATION i CABURN BAY 

SUSSEX I.O.W. 

Navigation M 



SHILLINGSTONE MERE DOVER 

DORSET CHARNAGE DOWN I ANGDON & AKERS 

WILTS 



Glynde M 




;| 1 Chalk Rock 
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Dover 



Fig. 4a Variation in the Lower Lewes Chalk in the Southern Province England 
The various horizonsof Chalk Rock are only shown on the sections 
where they were named by previous authors 







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Hardgrounds 



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(Süssen Top Bock) 



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■^i Clitre HG 



'""■'''■( Dover Top Rock 
(Navigation HG) 



■yrr-'WT, Top Rock of Sussex and Kenl 



Fig. 4b Variation in the Upper Lewes Chalk in the Southern Province England .showing the many 
have been taken as top rock replaced by the bed names proposed here 



37 





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SUSSEX 



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PORTSDOWN 
HANTS 



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ISLE OF WIGHT 



CastleHill M 

Arundel Sp.Bed 

Telscombe M 
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Old Nora M 



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The so-calied flinlless 
bell o( Rowe 1907 



Fig.4c Variation in the Newhaven Chalk in the Southern Province- England 



As a result of the Variation in thickness and lithofacies indi- 
cated in Figure 3, it might be expected that correlation of li- 
tho- and biostratigraphic marker beds would encounter diffi- 
culties. It is clear from Figure 4a-d, however, that some mar- 
ker beds not only cross all the structures of the basin but also 
occur on an interbasinal scale from southern England to the 
North Sea and possibly beyond. A good example of a persi- 
stent horizon is given by the Glynde Marl (Figure 4a) which 
survives the attenuation occuring in the high Turonian bet- 
ween Lewes and Mere and through the Chiltern Hills and 
continues into the Northern Province. 

On the other band, marl seams such as the Southerham, 
Caburn, Bridgewick and Lewes Marls gradually disappear 
westwards in the sequences of West Dorset (Shillingstone), 
Mere and in the Chilterns. These Marls then reappear north- 
wards in thicker sequences in the transitional and Northern 
Provinces. Even in the more expanded sections such as Do- 
ver, the Lewes Marl has been cut out in the development of 
the "Dover Chalk Rock" (Figure 4a; Hill 1886).') At Lewes 
the Navigation Marls are cut out at Offham Chalk Pits 1 .5 km 
west of the type locality, whilst southwards the Lewes and 
Navigation Beds condense from 17 m to 8 m with the resul- 
tant loss of most flint seams and many nodular beds. Such a 
Condensed sequence is well exposed in Shoreham Cement 
Works. 

Extreme attenuation has reduced the Lewes Chalk from 
80 m at Lewes to 20 m at Mere and in the Chilterns area to 
some 8-10 m. This process of attenuation was not confined to 
the Turonian-Coniacian sequence but also affected the 
Campanian Newhaven and Whitecliff Chalks. Part of the 



') Note terms such as "Dover Chalk Rock" or "Top Rock" are in- 
tended to indicate horizons referred to by previous authors and are 
in no way intended to be verification of a stratigraphic terminolo- 
gy. It is intended that such terms should be replaced by the litho- 
stratigraphy defined in this paper. 



Newhaven Chalk is reduced from 50 m in East Sussex to 20 m 
at Whitecliff, Isle of Wight while the Whitecliff Chalk is reduc- 
ed from 115 m at Whitecliff to 35 m at Downend (Pons- 
down) (Figure 4c and d). Altough not shown on the diagram, 
(Figure 4d), the Whitecliff Chalk in Sussex must have attained 
a thickness considerably greater than is found on the Isle of 
Wight based on the evidence from the scatter of quarries in the 
Worthing District. 

Not only are many anomalies in thickness of preserved Sedi- 
ment evident in the region but in some cases displacement of 
Sediment has occured. On the swell around Brighton, the 
Brighton Dome, (Figure 5a), synsedimentary sliding of 
blocks of Sediment downslope can be demonstrated. This slid- 
ing has produced distinctive sedimentary-tectonic structu- 
res, particularlv tlint -.h.ird horizons (the roUer beds, Figure 
5a). At other localities, such as Downend (Gale 1980) on 
Portsdown, the Condensed Sediments are involved in a com- 
plex set of structures which are here interpreied as progressi- 
vely developed downslope slides which ultimately broke 
away and produced slump folding and displaced bedding 
(Figure 5b). Both the Brighton and Portsdown structures 
probably reflect periods of seismic activity which generated 
Sediment instability. These seismic events possible relate to 
movement in deep-seated borst structures such as those indi- 
cated by Lake 1975 linking the Pevensey blocks to the Ariing- 
ton Axis. 

As a result of these sedimentary processes selection of a 
type section for the stratigraphy of the Province becomes cri- 
tical. The thickest and most continuously exposed sections 
around Lewes and the Isle of Wight provide the chance of 
studying the most complete stratigraphy against which lateral 
Variation can be tested. 

As an example, it is clear that around Lewes the critical Tu- 
ronian-Coniacian boundary sequence is more than twice as 
thick as anywhere eise in the province and contains well pre- 



38 



2<1 



Phosphahc Chs 
(Scralchells) 



WHITECLIFF 
I.O.W. 



DOWNEND 
PORTSDOWN 



WORTHING 
SUSSEX 



Fa<lington M 
Bedhamplon Pai 
Bedhampton M 




Whiteclilfetlinis 



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Whilecliffe M 



Charmandean 



Lancing Flint 
Pepperbo» M 
Castle Hill M 





0. p planatusIPIanoconvexa) ♦ 



Felpham Fofeshori 
1 Ä Appledram 



WhilecliH or 
Warning Camp F 



Coles Bollom F 



Charmandear. F 



O p planalus 
Meeching M 



r "5 
10 



Key to Echlnocorys identified so (ar See also Table 2- 

ES 1 Large terms Ol Gaster 1924 (E S- gasten Peake Ms.) IGS Coli ZN 

ES 2 Small lormsol Gaster 1924 (E S. cincta'depressula) IGS Coli ZN 

ES 3 Ttie Cfiarmandean Forms ("Mortimore Coli. CLl) 

ES 4 Ttie Cotes Bottom small lorms(Mortimore Coll.CB 2) 

ES 5 The Warning Camp round based (orms(Mortimore WC 20) 

ES 6 The Downend torms (Mortimore Coli. D 18) 



Fig.4d Variation in the Whitecliff Chalk in the Southern Province- England 



served echinoid and inoceramid taxa eitlier not preserved or 
poorly presei^ed elsewhere in the Province but which are an 
important part of the stratigraphy in Germany and the Paris 
Basin. These taxa include Micraster praecursor (pars: sensu 
RowE 1899) M. normanniae (Bucaille) and M. corbovts 

(FORBES). 

The inoceramids are dominated by Mytiloides stnatocon- 
centricus (Gctmbel) s. 1. and mytiloid forms of the /. walters- 
dorfensis Ändert complex (see also Bailey et al. 1982). 

In highly Condensed sequences, for example in parts of 
Dorset, Berkshire and the Chilterns, critical ammonites and 



other fossils are found occasionaily but it has in the past pro- 
ved difficult to relate individual horizons such as hardgrounds 
to other more complete stratigraphic sequences. 

Other differences within the region are particularly well il- 
lustrated by the Turonian (Figure 3b) showing the M. lahia- 
tus Zone Condensed throughout the North Downs associated 
with an expanded T. lata Zone. A reverse Situation is found 
in Wessex and it is only in the intermediate area where both 
zones are expanded and of the same Order of thickness that a 
satisfactory study of their stratigraphies can be carried out. 



39 



Basin Wide Diastem Hardgrounds 



3 HOPE GAP 

2 CLIFFE 

1 NAVIGATION 



Tension crack fabric in lithified chalk 



Vein tnjection structures in soft chalk 
propogating ffom honz ons 
of sitding 



Calcarenites banked against the Hope 
Gap Hardground between Seaford 
Head and Beachy Head 




Fig.Sa Diagrammalic representation of sedimentary events across the Brighton Dome during 
Micraster normanniae times (low Coniacian) 



Pull-apart with contemporaneous 
hardening along fracture 
surfaces 



Oldest beds punched through the 
main hardground in the 
centre ol the quarry 




Old quarry unusual dips 
picked out by flints 



Rafls of hardgrounds 
displaced across 
anticiine 



Box folds.slumping 
across anticiine 



Minor diastem 



Parallel bedded flints in beds overlying the sMde complex 



Stratigraphy 

Succession of hardgrounds 



7 HARDGROUND WITH OVERLYING MARL 

6 

5 

4 MAIN HARDGROUND 

1-3 OLDEST BEDS 



Fig.Sb DOWNEND PORTSDOWN "A Sketch Block Diagram illustrating the more important field relations 

Complex Zone, apparent compression interpreted as slumping resultant upon a much 
larger scale slide inducing under-tow and local diapirism 



40 



VI. CONCLUSIONS 



A Sussex trough bordered by areas of general thinning in 
Dorset and the Berkshire Chilterns region is identified as the 
major feature of the Upper Cretaceous of the Southern Pro- 
vince of England. Many iocal anomahes occur, such as pro jec- 
ting swells. As a result, stratigraphic hiati are present and it is 
only by studying the thickest stratigraphic sequences which 
occur around Lewes and on the coast of East Sussex, supple- 
mented by the coast sections on the Isle of Wight that a com- 
plete stratigraphic picture can emerge. 

The South Downs of Sussex are the focus of the maximum 
fluctuation in thickness in the region. The Wessex Basin of 
Drummond (1967; 1970) is simply the head of a southeasterly 
plunging structure which had its main area of deposition in 
Sussex throughout most of the Upper Cretaceous. This is 
shown by the parallehsm of the isopachyte pattem in the 
Lower Chalk and the Lewes Chalks (Figure 3). 

Altough anomalies are present, nevertheless correlation of 
many of the major marker horizons and chalk members is 
possible over very long distances. Where attentuation has re- 
sulted in the loss of a marker bed, renewed expansion usually 
sees the reappearance of that bed. Many different levels have 
been called "Chalk Rock" or "Top Rock" (Figure 4a, b) as a 



result of spurious correlations. The new stratigraphy propos- 
ed replaces these terms with bed and member divisions. 

It can frequently be demonstrated that some bedding planes 
follow marked erosion surfaces and, in many situations, the 
debris of mixed fossil assemblages scattered through a bed 
suggests current reworking, transportation and deposition. 
This clearly suggests that no one locality will necessarily con- 
tain every aspect of the stratigraphy of the region and that a 
"type section" will necessarily be a composite. 

ACKNOWLEDGEMENTS 

I am particularly gratefui to my colleague Dr. Phillip Drummond 
for his continuous help and encouragement throughout the develop- 
ment of this research project which was funded by Brighton Poly- 
technic. 

The final form of the stratigraphy proposed owes a great deal to 
discussions with members of the Institute of Geological Sciences, in 
particular to Ray Gallois, Bob Lake, Roy Shepard-Thorn, Brian 
S'oung and Chris Wood. Chris Wood has also been a continuous 
source of guidance with Chalk palaeontology. My family, Diana, 
Jamie, Sally and Tom have also proved Invaluable field assistants. Ri- 
chard Bromley, Chris Wood and J.rke H.incock have provided con- 
structive criticisms of drafts to this paper. 



LITERATURE 



Bailey, H. W., Gale, A. S., Mortimore, R. N., Swiecicki, A. and 

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43 



Zitteliana 


10 


43-54 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang 
(SE- Westfalen) zwischen Unna und Möhnesee^) 



Von 
MARTIN HISS=') 

Mit 7 Abbildungen im Text 



KURZFASSUNG 



Die lithofaziell sehr stark wechselnden Cenoman-Schich- 
ten am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee werden 
aufgrund von Ammoniten- und Foraminiferen-Untersu- 
chungen biostratigraphisch neu gegliedert. Die moderne Ce- 
noman-Ammonitenstratigraphie für den borealen Fazies- 
raum kann dabei zugrunde gelegt werden. Dadurch wird eine 
exakte Korrelation der hier untersuchten Cenoman-Schich- 
ten mit Vorkommen außerhalb Westfalens erstmals ermög- 
licht. Mittels Foraminiferen kann für das bearbeitete Gebiet 
eine Zonengliederung durchgeführt werden, diese wird mit 
Untersuchungen aus England und Belgien verglichen. 

Der Beginn der Cenoman-Sedimentation erfolgt mit der 



Transgression über paläozoischen Untergrund im tieferen 
Untercenoman; nur im W (südwestlich Unna) beginnt die 
Schichtenfolge erst im oberen Untercenoman. Die Fazies- 
grenze zwischen der ,, Formation des Essener Grünsandes" 
im unteren Teil des Cenomans und der darüber folgenden 
,, Unteren Mergel-Kalk-Formation" kann für den Ostteil des 
Gebietes an die Grenze Unter-/Mittelcenoman und für den 
Westteil in das Obercenoman festgelegt werden. Der dia- 
chrone Verlauf dieser lithologischen Grenze ist sowohl mit 
Ammoniten als auch Foraminiferen nachzuweisen. Der 
Grenzbereich zwischen Cenoman und Unterturon ist im ge- 
samten Gebiet durch eine Schichtlücke gekennzeichnet. 



ABSTRACT 



Biostratigraphy of Cenomanian deposits in the Haarstrang 
Hills between Unna and Möhnesee has been revised, based on 
ammonites and foraminifers. Lithofacies characteristics of 
these deposits are very variable. The new subdivision is based 
on the modern ammonite biostratigraphy of the Boreal realm, 
which made possible, for the first time, to precisely correlate 
the deposits investigated with occurrences beyond Westfalia. 
Foraminifers enabled a zonal subdivision which is compared 
with the results obtained in Belgium and England. 

Cretaceous deposition started transgressively over the Pa- 
leozoic basement in lower Early Cenomanian times; only in 



the west (SW of Unna) the sequence begins with the late Early 
Cenomanian. The facies boundary between the ,, Essen 
Greensand Formation" of the Lower Cenomanian and the 
overlying ,, Lower Marl-Limestone Formation" corresponds 
with the boundary Lower/Middle Cenomanian in the east, 
whereas in the west it is situated within the Upper Cenoma- 
nian. The diachronous extension of this lithologic boundary 
can be proved by both ammonites and foraminifers. The Ce- 
nomanian/Turonian boundary is characterized by a hiatus in 
the entire area investigated. 



1. EINLEITUNG 



Im Rahmen des internationalen Forschungsprogramms 
,,Mid-Cretaceous-Events" werden von der Arbeitsgruppe 
Münster die ,,Mittelkreide"-Transgressionssedimente (Alb 



bis Unterturon) Westfalens neu bearbeitet. In diesem Zu- 
sammenhang stehen stratigraphisch-fazielle Untersuchungen 
der Kreide-Basissedimente am heutigen Kreide-Südrand 



*) Beitrag zum lUGS-major-Projekt Mid-Cretaceous-Events, na- 
tionale Förderung durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft. 
Beitrag Nr. 16 der Arbeitsgruppe Münster. 



) M. HiSS, Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen, De- 
Greiff-Str. 195, Postfach 1080, D-4150 Krefeld. 



44 



Cenomon 



5 10 15 20 25 km 

1 I I I I I 






Bielefeld 




Abb. 1. Übersichtskane mit Lage des untersuchten Gebietes am Siidrand des Münsterlander Kreidebek- 
kens. Verbreitung des Cenomans nach H. Arnold (1964b). 



(Haarstrang) zwischen Unna und Möhnesee (M. Hiss 1981). 
Die unmittelbar dem paläozoischen Untergrand auflagern- 
den Kreide-Sedimente sind in diesem Gebiet (Abb. 1 ) in meh- 
reren Steinbrüchen zugänglich und waren in den letzten Jah- 
ren in einigen kurzzeitigen Aufschlüssen sehr gut zu beobach- 
ten. Das Cenoman- und teilweise Unterturon-Alter dieser 
Sedimente ist seit langem bekannt, jedoch war bisher eine ge- 
naue biostratigraphische Gliederung nicht möglich, da strati- 
graphische Faunen-Bearbeitungen in der faziell häufig wech- 



selnden Schichtenfolge weitgehend fehlten. Es konnte nun 
eine große Zahl von Ammoniten horizontiert aufgesammelt 
und beschrieben werden (M. Hiss 1982a). Femer wurde die 
Foraminiferenfauna stratigraphisch ausgewertet. Dadurch 
ergibt sich erstmals die Möglichkeit, die Kreide-Basissedi- 
mente am Haarstrang nach modernen Gesichtspunkten im 
Detail biostratigraphisch zu gliedern und mit Cenoman- Vor- 
kommen außerhalb Westfalens zu korrelieren. 



2. LITHOSTRATIGRAPHIE 



Das Cenoman am Kreide-Südrand zwischen Unna und 
Möhnesee lagert diskordant dem gefalteten Paläozoikum auf. 
Das Normalprofil beginnt mit einem nur wenige Zentimeter 
mächtigen Basalkonglomerat. Es folgen eine zunächst über- 
wiegend klastische Serie (Limonit-Sandstein-, Glaukonit- 
Sandstein-Horizont) und darüber glaukonitisch-karbonati- 
sche Sedimente (Glaukonit-Sandmergelstein-, Glaukonit- 
Sandkalkstein- und glaukonitischer Übergangshorizont). 
Diese basalen Schichten werden zusammen als ,, Formation 
des Essener Grünsandes" bezeichnet (M. Hiss 1981). Die 
darauf lagernden Sedimente der ,, unteren Mergel-Kalk-For- 
mation" beginnen mit kieseligen, hornsteinführenden Kalk- 



steinen, setzen sich mit arenitischen Kalkmergelsteinen fort 
und werden zum Hangenden hin durch eine Kalkknollen- 
bank abgeschlossen. Die darüber folgenden Mergelsteine (la- 
^wf«s-Schichten) haben bereits unterturones Alter. 

Abweichend vom Normalprofil treten lateral starke 
Faziesänderungen auf (Abb. 2). Diese werden durch eine 
ausgeprägte Oberflächenmorphologie des paläozoischen Un- 
tergrundes hervorgerufen. Auf Untergrunderhebungen 
(Klippen und Schwellen) ist die Schichtenfolge oft lückenhaft 
oder faziell abweichend (Klippensedimente) ausgebildet. Im 
Bereich von Senken ist das Cenoman - wie im Normalprofil 
beschrieben - in der Regel vollständig entwickelt. 







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46 



Diesen lokalen und regionalen Faziesschwankungen ist 
eine generelle Faziesänderung übergeordnet. Im Raum Unna 
wird die Cenoman-Schichtenfolge vollständig durch die 
Formation des Essener Grünsandes vertreten. Nach E geht 
der Anteil dieser Formation auf Kosten der rein karbonati- 
schen Sedimente (untere Mergel-Kalk-Formation) zurück. 
Neben der faunistischen Datierung einzelner lithostratigra- 
phischer Einheiten ist daher die Klärung des zeitlichen Ver- 



laufs dieser generellen Faziesänderung von besonderem In- 
teresse. 

Die Mächtigkeit des Cenomans am Haarstrang schwankt 
stark, bedingt durch die großen Faziesunterschiede. Im Raum 
südlich von Unna beträgt sie nur wenige Meter (0 m bis 5 m). 
Sie nimmt nach E allmählich zu und erreicht am Möhnesee 
etwa 20 m bis 25 m (ausführliche Darstellung der Lithostrati- 
graphie bei M. Hiss 1982b). 



3. BISHERIGE GLIEDERUNG 



Die bisherige biostratigraphische Gliederung des Ceno- 
mans in Westfalen geht auf C. Schloter (1876 a, b) zurück. 
Mit geringfügigen Ergänzungen und nomenklatorischer 
Überarbeitung (P. Kukuk & D. Wolansky 1941; O. Seitz 
1952) findet diese Gliederung noch heute ihre Anwendung 
(z. B. H. Arnold 1964 a; E. Seibertz 1979; vgl. Abb. 4). 
Schon seit langem ist aber bekannt, daß einige der Schlü- 
TER'schen Zonenfossilien eine stark faziesabhängige Verbrei- 
tung zeigen und gerade in den lithologisch sehr unterschiedli- 
chen Sedimenten am Kreide-Südrand in mehreren Zonen 
gleichzeitig auftreten können (vgl. z. B.: R. Bartling 1920: 
172;T. Wegner 1926: 453). Eine Gliederung auf exakter bio- 
stratigraphischer Grundlage sowie biostratigraphische Kor- 
relationen mit Cenoman-Vorkommen außerhalb Westfalens 
werden dadurch sehr erschwert. Bisher war es aber nicht 
möglich, eine genaue, überregional vergleichbare biostrati- 
graphische Gliederung zu erarbeiten, da in den faziell sehr un- 
terschiedlichen Cenoman-Sedimenten in Westfalen exakte li- 
thostratigraphische Bearbeitungen und neuere Untersuchun- 
gen der Mikro- und Makrofaunen fehlten. Inzwischen liegen 
aber erste Ergebnisse in dieser Richtung vor (J. M. Hancock 
et al. 1972; J. Wiedmann 1979; J. Wiedmann & 
H. L. Schneider 1979; C. Frieg 1979; M. Hiss 1979, 1981). 



Die stratigraphische Gliederung des Cenomans im engeren 
Untersuchungsgebiet geht in ihren Grundzügen auf R. Bart- 
ling (1909, 191 1, 1920) zurück. Er teilt das Cenoman in die 
von C. Schlüter aufgestellten Zonen. Dabei konnte er fest- 
stellen, daß im Raum Billmerich (südlich Unna) das gesamte 
und im Raum Ense-Bremen (südlich Werl) nur noch die un- 
terste Zone des Cenomans in glaukonitischer Fazies ausgebil- 
det ist. Bei der Zonen-Abgrenzung berücksichtigt er zwar die 
Fauna, stellt aber gleichzeitig fest, daß eine rein paläontologi- 
sche Gliederung nicht möglich ist, da mehrere, verschiedenen 
Zonen angehörende Leitfossilien nebeneinander in einem 
Horizont auftreten (R. Bartling 1911: 102). Die Abgren- 
zung der Zonen erfolgt daher nach rein üthostratigraphischen 
Gesichtspunkten. Alle späteren Bearbeiter gliedern das Ce- 
noman im Untersuchungsgebiet in Anlehnung an R. Bart- 
ling ebenfalls weitgehend nach lithologischen Aspekten (vgl. 
Abb. 3). Nach Auffassung der meisten Autoren beginnt die 
Schichtenfolge mit dem Untercenoman (,,Zone des Pecten 
asper und Catopygus carmatus"). NachB. Beschoren (1927) 
gehören die ältesten Sedimente aber bereits dem Mittelceno- 
man an (,,Zone der Schloenbachia vanans und Hemiaster 
gripenkerli"). 



4. DIE MODERNE CENOMAN-GLIEDERUNG 



Eine moderne Ammoniten-Zonengliederung im borealen 
Faziesraum des nördlichen Europas wurde zunächst von 
J. M. Hancock (1959) für Nordfrankreich (Sarthe) erarbei- 
tet. Weitere biostratigraphische Bearbeitungen vor allem in 
Südengland durch W. J. Kennedy (1971), W. J. Kennedy & 
J. M. Hancock (1970, 1971, 1978) führten zu der in Abb. 4 
wiedergegebenen und heute in Nordwesteuropa allgemein 
anerkannten Zonengliederung. Die von W. J. Kennedy ur- 
sprünglich als ,,assemblage-zones" aufgestellten Untertei- 
lungen der mantelli- und rhotomagense -Zone werden heute 
unterschiedlich als , ,Subzonen" oder oft auch als selbständige 
Zonen behandelt. 

Diese moderne Zonengliederung ermöglicht Vergleiche 
mit mediterranen und außereuropäischen Ablagerungsräu- 
men. Wenn dabei im^ einzelnen auch noch Differenzen auftre- 
ten, so sind doch überregionale Korrelationen möglich 
(z. B. J. Wiedmann & G. Kauffmann 1978; J. Wiedmann 
1979). Neuere Untersuchungen, die diese Zonengliederung 
zugrunde legen oder sich darauf beziehen, liegen für einige 



mitteleuropäische Kreidegebiete inzwischen vor (z. B. : Sach- 
sen: K. A. Tröger 1969; Nordfrankreich/Belgien: F. Ro- 
BASZYNSKi 1978; Bayrische Alpen: H. Immel 1979; Russische 
Tafel: D. P. Naidin 1979). Auch erste Ansätze, diese auf 
Westfalen zu übertragen, sind inzwischen gemacht worden 
(J. M. Hancock et al. 1972; J. Wiedmann & H. L. Schnei- 
der 1979; C. Frieg 1979; A. Lommerzheim 1979; M. Hiss 
1979, 1981). 

Die Basis des Cenomans wird definiert durch das erste Auf- 
treten von Ammoniten der Gattung Mantelliceras, Sharpeke- 
ras, Acompsoceras zusammen mit dem häufigen Vorkommen 
von Schloenbachia varians (Sow.) und Hypotunilites 
(W. J. Kennedy & J. M. Hancock 1978). Die genaue Grenze 
zwischen Alb und Cenoman ist vermutlich durch eine 
Schichtlücke, verbunden mit Aufarbeitungshorizonten, ge- 
kennzeichnet. Von J. Wiedmann & H. L. Schneider (1979) 
und J. Wiedmann (1979) wird in Westfalen ein bisher wenig 
bekanntes Übergangsniveau zwischen Alb und Cenoman 
vermutet und durch Ammoniten belegt. Die Autoren schia- 



47 




Unter- 
lager 



Cenomon 



unter 



mittel 



ober 



Zonen. C SCHLÜTER 1876 



P asper + C cannatus S vartans + H gripenkerli 



A rhotomag » H subglobos 



H ARNOLD 1964 



varians -SchicMen [kc1/21 



r/iotomogense-Schichten IkcBI 



in 
o 






CO 



Ol 

o 



o 
CD 



K BESCHOREN 1927 



R BARTLING 1920 



R BARTLING 1909,1911 



F KÜHNE 1938 
[ Blatt Möhnesee. 
Neheim -Husten) 



K BESCHOREN 1927 



R BARTLING 1911 



P KUKUK 1938 
[keine biostratigro- 
phisctien Grenzen ) 



K BESCHOREN 1927 



R BARTLING 1920 



R BARTLING 1909.1911 



R BARTLING 1911 
I Blatt Unna, west- 
lich von Sctielk 1 



F KAHRS 1927 



R BARTLING 1920 
IDo-Horde-Billmench] 



H WILDBERG 1980 
[otine biostrotigra- 
phischen Bezug] 



Toneisen;*' 

stein ,-' Essener Grunsand 



Essener Grunsand 
glaukonitischer Mergel 



gloukon 
Kalk 



graue Kalke 
m Schwamm 
schichten 



Horn- 
stein- 
bank 



weine bis graue 
Mergelkalke 



gelbliche, schwach kieselige 
Kalksteine 



Horn- 
stein- 
bank 



untere Mergelkalke 
= vonans - Planer 



Horn- 
stein- 
bank 



fossilarme 
Kalke 



Schichten m 
A plenus 
Kalkknollenb 



knollige 
Kalkbank 



hangende Mergelkalke 



Essener Grunsand 



Cenoman- Planer 



Essener Grunsand 
glaukonitischer Mergel 



Trons- 
gress 
Kongl 



Toneisenstem K 



glaukon 
Kalk 



Cen-Kalk im 
Liegenden d 
Hornsteinb 



Hörn- 
stein - 
bank 



untere Mergelkalke 
- varians - Planer 



Essener Grunsand 



Bosisk 
=Tonei- 
senst K. 



Cenom- 
Grun- 
sand 



glaukon 
Kalk 



r/iofomogen-Sch, 
helle Mergelkalke 



Horn- 
stein - 
bank 



Horn- 
stein- 
bank 



Horn- 
stein- 
bank 



Toneisenstein 
Konglomerat 



Essener Grünsand 



Toneisenstein 
Konglomerat 



Unterer Grünsand 
= Cenoman-Grunsand 



Schichten m 
A plenus 
Kolkknollenb 



hangende Mergelkalke 



Kalkmergel 



rAiotomogen-Sch 
helle Mergelkalke 



Horn- 
stein- 
bank 



Horn- 
stein- 
bank 



Toneisenstein K / Unterer Grunsand 

Basalkongl / glaukon Mergel mit S vanons 



Rotkalke m Taschen 



Grunsandmergel mit Konglo 
merat an der Basis in Taschen 




Essener Grunsand 



fossilarme 
Kolke 



Knollenkalk 



Schichten m 
A plenus 
Kolkknollenb 



knollige 
Kalkbank 



arme rrtofomogense-Sch 
helle Mergelkalke 



arme rhotomagense - Seh 
knollige Kolke 



glaukon Kolkmergel 
mit A plenus 



knollige Kalkbank 



Brauneisen - 
steinhoriz 



gloukon 
Über- 
gangs H 



oberer 



Essener Grunsand 



glaukon 
Kalkstein 



Kalkknollen 
bank 




Abb. 3. Zusammenste. 
am Haarstrang. 



lung der bisherigen lilho- und biostratigraphischen Gliederungen des Cenomans 



48 



Ammoniten-Zonengliederung in Nord Westeuropa 




Ammoniten Zonen 


Subioren 


Typische Ammoniten und LeiHo»ilien 

nach 

W.J. KENNEDY & JM. HANCOCK 11978) 


Biiherige Gliederung 

in VWesItalen nach 
C SCHLÜTER 1876 


c 
5 


3 


Mamniites nodoiO'des 
{= nodoioides Zonei 


— 


Inoceramus labiatui 


labiatus-Zone 


i 

c 

s 


o 


Calycocerai naviculare 
(= naviculare-Zone) 


Sciponoceras gracile 


Sciponocerai gracile 

Metoicoceras geshmanum 

{Actinomax planus) 


Acrinocamax plenus 


Eucalycoceras pentagonum 
Calycoceras naviculare 


Cucalycoceras pentagonum 
Calycoceras naviculare 


Acanthoceras rhotomagense 

und 

Ho last er subglobosus 


C 
E 


Acanthoceraz rhotomagense 
(- rhotomagense-Zone) 


Acanthocerai /ukesbrowni 


große Acanthoceraien 


Turrilites acutus 


Turnlites acutus 

Calycoceras 
Scaphfles equalis 


Turnliies costatus 


Turnlites costatus 

Scaphites equahs 

Sciponoceras baciiloide 

Acanihocerai rhotomagenseGiupoe 


c 

3 


Mantelliceras mantetli 
{=mantelli Zone) 


Mantellicerai ex qr. dixoni 


Schloenbachia vanans (Hache Fotmenl 
Mantelliceras ex gr dixoni 


Schloenbacbia vanans 

u. Hemiaster gnpenkerli 
f 

Pecten asper und 
Catopvgus cannatui 
(Neohibolilei ulumus] 


Mantelliceras saiibii 


S. vanans (wenig aulgeblahl) 

M, saxbii, M. ver^tnorense. Af. manielli. 

Hyphoplnes lakatus 


Hypotunilites carctanensis 


S vanans. M. manrelli. 

M tuberculatum. H. carcitanensis. 

Anisoceras armalum 



Abb. 4. Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa. 



gen daher vor, die „Zone des Utaturiceras vmcinale (Sto- 
liczka)" unterhalb der Zone des Hypotunilites caratanensis 
(Matheron) für dieses Niveau einzufiihren. Im Untersu- 
chungsgebiet treten einige Ammoniten auf, die möghcher- 
weise aus unterstem Untercenoman stammen. Die Annahme 
einer selbständigen Zone des Utaturiceras vinanale kann 
aber weder bestätigt, noch widerlegt werden (s. u.). 

Die Basis des Turons - und damit die Hangendgrenze des 
Cenomans - ist durch das erste Auftreten von Inoceramus la- 
biatus (ScHLOTH.) und Mammites nodosoides (Schlüter) in- 
ternational festgelegt. Dadurch wird die ,,plenHS-Zone" frü- 
herer Bearbeiter ganz dem Cenoman angeschlossen und ent- 
spricht in etwa der gwa/e-Subzone. 

Untersuchungen an parastratigraphisch wichtigen Begleit- 
faunen sind zum Teil noch in Bearbeitung und daher noch 
nicht in jedem Fall auf die Verhältnisse in Westfalen übertrag- 
bar. Durch K. A. Troger (1981) wird eine Inoceramen- 
Gliederung des Cenomans in Mittel- und Osteuropa durch- 
geführt. Im hier untersuchten Gebiet fehlen jedoch gut erhal- 



tene Inoceramen weitgehend, so daß diese Gliederung keine 
Anwendung finden kann. 

In der hier vorgelegten Untersuchung können Foraminife- 
ren zur biostratigraphischen Gliederung herangezogen wer- 
den. Dem Vergleich mit den hiesigen Verhältnissen dienen 
vor allem neue biostratigraphische Untersuchungen aus Süd- 
england (D. J. Carter & M. B. Hart 1977) und Belgien/ 
Nordfrankreich (F. Robaszynski 1978). Dievondiesen Auto- 
ren zur Abgrenzung der Cenoman-Basis benutzten plankto- 
nischen Foraminiferen fehlen hier. Mit Hilfe agglutinierender 
Foraminiferen (C. Frieg 1979, 1980) kann die Basis des Ce- 
nomans jedoch angenähert bestimmt werden. Die Basis des 
Turons wird nach D. J. Carter & M. B. Hart (1977) nach 
mikrofaunistischen Gesichtspunkten (Aussetzen von Rotali- 
pora. Einsetzen von Globotriincana) in Südengland in den 
Horizont der pleniis-Mergel gelegt. Sie stimmt nicht genau 
mit der durch Ammoniten bestimmten Grenze überein, son- 
dern liegt etwas tiefer im Profil (vgl. F. Robaszynski 1978: 
Fig. 3). 



5. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN 
AUFGRUND DER AMMONITENFAUNA 



Die Ammoniten des Untersuchungsgebietes (ausführliche 
Beschreibung bei M. Hiss 1982a) stammen vorwiegend aus 
den basisnahen Schichten. In höheren Profilteilen werden sie 
seltener. Eine zeitliche Gliederung mit Hilfe der Ammoniten- 
fauna ist daher insbesondere für die direkten Transgressions- 
sedimente und die unmittelbar darauf folgenden Horizonte 
möglich. 

Die stratigraphische Reichweite der im Untersuchungsge- 
biet auftretenden Ammoniten zeigt Abb. 5. Albische Am- 
moniten treten nicht auf; lediglich die Gattung Anisoceras hat 
ihren Ursprung bereits im Alb, reicht aber bis in das Ceno- 
man hinein. Einige Arten können aus allertiefstem Unterce- 
noman stammen, kommen aber auch noch darüber vor. Die 



möglicherweise vorhandene Zone des Utaturiceras vincinale 
(im Sinne von J. Wiedmann 1979) kann weder bestätigt noch 
widerlegt werden (diese Zone ist daher in Abb. 4 und Abb. 7 
als fraglich gekennzeichnet). 

Direkt an der Kreide-Basis treten Ammoniten des Unter- 
cenomans kondensiert auf. Sie wurden während der Fossilisa- 
tion umgelagert, angereichert und resedimentiert (vgl. 
M. Hiss 1981: 161 ff; M. Hiss 1982a). Das sie umgebende Se- 
diment ist jünger als die Fossilien. Damit geben die Ammoni- 
ten zwar das Mindestalter der Transgression an, verlieren aber 
in bezug auf die Altersdatierung der einbettenden Sedimente 
an Aussagewert. Der Umlagerungszeitraum und damit das 
Alter der Sedimente kann aber mit Hilfe der Ammoniten ein- 



49 



maximale 

Reichweite 

Hauptverbreitung 
^^^ Iwotirsctieinliches 

Vorkommen) 
Vorkommen fraglicti 


Cenoman 


unter 


mittel 


ober 


mantelli 


rhofomagen 


naviculare 


l[ 1 

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1 

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Ul 


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1 
1 


8 


c 

1 
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Saponoceras baculoide 








^^ 














^^ 






































TurnliteslOI ex gr puzosif 






















Tumliles IB 1 nf essenensis 














TurntitestH) grovesianus 












.„... 








Turnlites (E ) scheuchzenan 
























Turnlites (M 1 boerssumensfs 
























Scaphites egualis 








^ 




■■ 




Hyphoplites arousionensis 






.... 














Schloenbachia varians ssp 










..._. 















Mantelliceras montelli 






















Mantelliceros tuberculatum 


— ^ 


















Mantelliceras laterotuberc 


















Mantelliceras costatum 




















Mantelliceras soxbii 






— 










Mantelliceras cf saxbii 




















Mantelliceras ventnorense 


















Mantelliceras ex gr dixoni 
















Acompsoceras sarthense 


i 






^^^ 















^^* 




Acompsoceras sp 
























Acanthoceras cf rhotomag 























Abb. 5. Stratigraphische Verbreitung dei 
auftretenden Ammoniten. 



im Untersuchungsgebiet 



gegrenzt werden. Im Aufschluß Ense-Bremen I lagern zum 
Beispiel an der Kreide-Basis (Glaukonit-Sandkalkstein-Ho- 
rizont) ausschließlich Ammoniten des tieferen bis mittleren 
Untercenomans (carcitanensis- und s^jx^jz-Subzone). Im 
darüber folgenden, scharf abgegrenzten glaukonitischen 
Übergangshorizont treten aber Ammoniten des oberen Un- 
tercenomans auf (dixoni-Subzone). Der Ablagerungszeit- 
punkt des ersten Horizonts liegt also noch vor dem oberen 
Untercenoman, da Ammoniten der dixoni-T-one hier fehlen. 
Der glaukonitische Übergangshorizont ist frühestens im obe- 
ren Untercenoman sedimentiert worden. Unabhängig von 
Ammonitenfunden kann diese stratigraphische Einstufung 
durch Foraminiferenfaunen bestätigt werden. 

Der Beginn der Kreide-Transgression erfolgte im unter- 
suchten Gebiet mit dem untersten Untercenoman (carcita- 
nensis-Suhzone). Da sich Ammoniten dieser Subzone haupt- 
sächlich in der Nähe von Schwellen (z. B. in Ense-Bremen 
oder Höingen) oder auf Klippen (z.B. Frömern) finden, muß 
angenommen werden, daß diese bereits sehr frühzeitig vom 
Meer bedeckt waren. Nur im SW von Unna scheint die 
Transgression erst im oberen Untercenoman einzusetzen. 
Die ältesten Ammoniten aus Basissedimenten in Billmerich 
(Turrilites boerssumensis Schlüter, Acompsoceras sarthense 



(Gu£ranger) haben nämlich ihre Hauptverbreitung im höhe- 
ren Untercenoman und sind hier wahrscheinlich in die dixo- 
w-Subzone einzustufen. Diese Datierung kann ebenfalls 
durch Foraminiferen bestätigt werden. 

Die Sedimente der Formation des Essener Grünsandes zei- 
gen untercenomanes Alter. Eine genauere Einstufung ist auf- 
grund der oben erwähnten Fossilkondensation nur bedingt 
möglich. Der glaukonitische Übergangshorizont im oberen 
Teil der Formation des Essener Grünsandes wurde östlich 
von Unna während der dixoni-Suhzone sedimentiert (Man- 
telliceras ex gr. dixoni Späth aus Ense-Bremen I). Südlich 
von Unna reichen glaukonitische Sedimente auch noch in das 
Mittelcenoman (rhotomagense-Zone) hinein, wie durch 
Acanthoceras cf. rhotomagense (Brongniart) aus Schelk be- 
legt werden kann. Weiterhin ergab die Untersuchung der Fo- 
raminiferenfauna, daß bei Billmerich (südwestlich von Unna) 
die Formation des Essener Grünsandes auch noch das Ober- 
cenoman umfaßt. Die Grenze zur Unteren Mergel-Kalk- 
Formation verläuft also von E nach W aufsteigend deutlich 
diachron. 

Zu Anfang des Mittelcenomans (co5£at«s- Subzone) beginnt 
östlich von Unna die Untere Mergel-Kalk-Formation mit kie- 
seligen und Hornstein führenden Kalksteinen. Aus diesem 
Horizont konnte von mehreren Lokalitäten Acanthoceras cf. 
rhotomagense geborgen werden. Im Profil Stockum sind im 
Grenzbereich zum glaukonitischen Übergangshorizont in ei- 
ner lokalen Schwellenregion Ammoniten des Untercenomans 
(Mantelliceras mantelli (Sow.)) zusammen mit mittelceno- 
manen Formen (Scaphites equalis Sow.) eingebettet. Diese 
Kondensation dürfte auf ähnliche Umlagerungsprozesse 
zurückzuführen sein, wie sie oben für die untercenomanen 
Basissedimente beschrieben wurden. 

Die Grenze zum Obercenoman sowie das gesamte Ober- 
cenoman ist mit Ammoniten nicht näher erfaßbar, da hier die 
entsprechenden Fossilfunde fehlen. Ebenso liegen aus der 
Kalkknollenbank des höheren Cenomans keine neuen Ma- 
krofossilfunde vor. Eine Einstufung in das höchste Cenoman 
aufgrund des in der Literatur aus dieser Bank beschriebenen 
Actinocamax plenus (Blainville)(= graa/e-Subzone) scheint 
möglich zu sein. Hier ist aber Vorsicht geboten, da die Kalk- 
knollenbank als ausgeprägte Hartgrundbildung während ei- 
nes längeren Sedimentationsstillstandes anzusehen ist (vgl. 
M. Hiss 1981: 199ff). Sie enthält viele Grabgänge, die wahr- 
scheinlich erst später mit Sediment verfüllt worden sind. Es ist 
also denkbar, im Moment aber leider nicht nachprüfbar, daß 
Actinocamax plenus erst zu einem späteren Zeitpunkt nach 
der Ablagerung der Kalkknollenbank in dieses Sediment ge- 
langt ist. Hierfür spricht zum Beispiel, daß dieser Belemnit 
ausschließlich in dieser Bank oder (im mittleren Ruhrgebiet) 
auch unmittelbar darüber angereichert vorkommt. Mögli- 
cherweise ist also das Grundsediment der Kalkknollenbank 
zu einem frühen, nicht genau festlegbaren Zeitpunkt im höhe- 
ren Cenoman abgelagert, das höchste Obercenoman {,,ple- 
nus-Zone") aber nur reliktisch als Grabgangfüllung darin 
enthalten. 



50 



6. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN 
AUFGRUND DER FORAMINIFERENFAUNA 



Die Foraminiferen des hier dargestellten Gebietes wurden 
in Anlehnung an die Untersuchungen von C. Frieg (1979) 
und R. Baumeister (1980) aus dem Raum Bochum bestimmt 
und beschrieben (M. Hiss 1981: 150ff). Eine weitere, aus- 
führliche Darstellung der Foraminiferenfauna befindet sich in 
Vorbereitung (M. Hiss in Vorb.)- Die Verbreitung derFora- 
miniferen wird vorwiegend von den stark schwankenden Fa- 
zies-Verhältnissen bestimmt. Es treten nur wenige, in ihrer 
Verbreitung sicher stratigraphisch festgelegte Arten auf, die 
mit oben zitierten Untersuchungen aus England und Belgien 
verglichen werden können. Viele von dort beschriebene, vor 
allem stratigraphisch relevante Arten fehlen hier. Vermutlich 
faziell gebundene Arten kommen aber zusammen mit strati- 
graphisch genau festgelegten Foraminiferen vor. Sie setzen 
gemeinsam an stratigraphischen Grenzen ein und können so 
in gewisser Weise als Leitfossilien, zumindest für das Unter- 
suchungsgebiet, gelten. 

Die Foraminiferen-Untersuchungen haben ebenfalls ge- 
zeigt, daß lithostratigraphische Horizonte von W nach E 
Faunen unterschiedlichen Alters führen können. So tritt zum 
Beispiel RotaUpora cushmani (Morrow) (Leitfossil für obe- 
res Mittel- bis Obercenoman) östlich von Frömern im Kalk- 
mergelstein-Horizont und westlich davon im glaukonitischen 
Übergangshorizont auf. Einige kalkschalige Benthoner 
kommen im E ab der Hornsteinbank vor und treten weiter 
westlich bereits im Glaukonit-Sandmergelstein-Horizont auf 
(Cibicides grobenkoi Akimetz, Lingulogavelinella globosa 
(Brotzen), Gavelinella inteimedm beloruisica (Akimetz)). 
Die schon früher beschriebenen (R. Bartling 1920) diachron 
verlaufenden Faziesgrenzen können somit durch die Unter- 
suchung der Foraminiferen- und Ammonitenfaunen zeitlich 
genau festgelegt werden. 

Die Verbreitung der Foraminiferen in der Cenoman- 
Schichtenfolge am Haarstrang ist in Abb. 6 dargestellt. Stra- 
tigraphisch wichtige Arten sind besonders markiert. Es ist 
möglich, sechs Foraminiferen-Zonen auszuscheiden. Die 
Abgrenzung dieser Zonen im Vergleich zur Ammoniten-Or- 
thostratigraphie kann wie folgt durchgeführt werden: 

Foraminiferen-Zone I, tieferes Untercenoman («rc;- 
tanensis- bis saxbü-Suhzone): Arenobultmimi {Arenobuli- 
mina) preslii (Rhuss) fehlt, sie setzt erst mit Beginn der 
Zone II ein (vgl. C. Frieg \979). Lingulogavelinelld formosa 



(Brotzen) ist verbreitet. Gavelinella berthelim (Keller) 
kommt vereinzelt vor. 

Foraminiferen-Zone II, oberes Untercenoman (di- 
.vowi-Subzone): Arenobulimina (Arenobulimina) preslii 
(Reuss) tritt erstmals auf. Lingulogavelinella formosa (Brot- 
zen) klingt in dieser Zone endgültig aus (vgl. D. J. Carter & 
M. B. Hart 1977: Fig. 9). Gavelinella berthelmi (Keller) 
kommt nicht mehr vor. 

Foraminiferen-Zone III, unteres Mittelcenoman, 
etwa der cosrafws- Subzone entsprechend: Plectina cenomana 
Carter & Hart setzt ein (vgl. D. J. Carter & M. B. Hart 
1977), ebenso kommt Gyroidinoides nitida (Reuss) erstmals 
vor. Vialovella frankei (Cushman) zeigt nahe der Obergrenze 
der Zone III ein deutliches Häufigkeitsmaximum (im mittle- 
ren Teil des Untersuchungsgebietes besonders gut zu beob- 
achten). 

Foraminiferen-Zone IV, mittleres Mittelcenoman, 
etwa der i!c«f«s-Subzone entsprechend. Verschiedene kalk- 
schalige benthonische Foraminiferen setzen ein: Cibicides 
grobenkoi Akimetz, Lingulogavelinella globosa (Brotzen), 
Lingulogavelinella cf. formosa (Brotzen). Pseudotextula- 
riella cretosa (Cushman) zeigt ein deutliches Häufigkeitsma- 
ximum in geringem Abstand oberhalb des Maximums von 
Vialovella frankei (Cushman). Flourensina intermedia Ten 
Dam setzt in dieser Zone ein. 

Foraminiferen-Zone V, oberes Mittelcenoman bis 
Obercenoman, etwa der;;(^e5/^?'0'Z£,'«/-Subzone bis navicula- 
re-Zone entsprechend. Die Zone V stimmt mit der RotaU- 
pora cushmani/ Praeglobotruncana stepbam-Zone bei 
D. J. Carter & M. B. Hart (1977) überein. Verschiedene 
planktonische Foraminiferen setzen ein: RotaUpora cush- 
mani (Morrow), RotaUpora deekei (Franke), Praeglobo- 
truncana stephani (Gandolfi), Praeglobotruncana delnoen- 
sis (Plummer). Ebenso kommt Gavelinella intermedia belo- 
russica (Akimetz) erstmals vor. Kalkschalige Foraminiferen 
(Plankton und Benthos) treten insgesamt häufiger auf. 

Foraminiferen-Zone VI, Unterturon, labiatus- 
Schichten {nodosoides-Zone): RotaUpora cushmani (Mor- 
row) und RotaUpora deekei (Franke) fehlen. Zweikielige 
Globotruncanen aus der Gruppe der Globotruncana margi- 
nata (Reuss) treten erstmals auf. Hedbergellen kommen mas- 
senhaft vor. Es fehlen viele agglutinierende Foraminiferen. 



51 



t— 
Ol 

c 


G/oboiruncana marginota U 1 
Praeglobolruncana stephani O • 


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o 

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Proeglobofruncana delnoensis O ' 
Rotalipora deekei O 




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• • • 










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Rolalipora cushmani O 
Hedbergella sp sp 1 






• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


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Ramulina sp 


• • • 


• • • 










Dentalina sp 


• • • 


• • • 










Palmula sp. 


• • • 


• • • 










c 
o 

x: 

c 
tu 
CD 


Frondicularia sp 


• • • 


• • • 










Gavetinella interm belorussica O 
öavelinella ammonotdes 




• • • 










Cibicides grobenkoi O 






• • • 








Ol 
CT 

"5 


Linaulopaveltnetia cf formosa 




• • • 


• • • 








Gyroidinoides nitida O 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 






1/) 


Gavetinella cenomanica 
Gavelinelta interm intermedia 
Lenticulina sp sp 






• • • 


• • • 

• • • 


• • • 

• • • 


• • • 

• • • 


•^ 


Gavetinella baltica 
Lingulogavelinelto formosa O 










• • • 




Gavelinello bertl^etini O 












• • • 


OJ 

c 
ü 

c 

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CT 
CT 
< 


Gaudryina eltisorae 


• • • 


• • • 


• • • 








Flourensina intermedia O 




• • • 


• • • 








AtaxophroQmium crassum 




• • • 


• • • 








Dorothia filiformis 




• • • 


• • • 








Dorothia gradata 




• • • 


• • • 


• • • 






Plectina cenomana O 




• • • 


• • • 


• • • 






Gtomospirelto sp 




• • • 


• • • 


• • • 






Ammodiscus cretaceus 


• • • 


• • • 


• • • 




• • • 




Eggerellina intermedia 


• • • 




• • • 


• • • 


• • • 




Arenobutimina IN ) obesa 




• • • 


• • • 


• • • 


• • • 




Arenobulimina (P 1 minima 




• • • 


• • • 


• • • 


• • • 




Arenobutimina (P ) ctiapmani 




• • • 


• • • 


• • • 


• • • 




Vlalovella frankei O 
Placopsilina cenomana 
Plectina manoe 










• • • 


■ ■■ 


Pseudotextutarialla cretosa O 
Dorothia turris 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 




Arenobutimina (PI Iruncata 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 




Arenobutimina IN) etevata 




• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


Arenobutimina IP) bochumensis 
Arenobutimina IC ) dorbigny 




• • • 








• • • 


Arenobutimina IC ) odvena 
Reoptiox dentaliniformis 




• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


• • • 


Ataxophragmium compactum 




• • • 


• • • 


• • • 




• • 


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Ataxoptiragmium depressum 




• • • 


• • • 


• • • 






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Lituola irregularis 




• • • 








• • • 


Spiroplectammina cf baudouiniana 




• • • 








• • • 


Reoptiax guttifera 




• • • 








• • • 


Arenobutimina lA 1 cf obliqua 








• • • 






Haptoplirogmoides rugosus 










• • • 


• • • 


Reopfiax tiamulus 










• • • 




Reoptiax scorpiurus 












• • • 


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Ammoniten 
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Abb. 6. Stratigraphische Verbreitung der Foraminiteren im Untersuchungsgebiet und Foraminiferen- 
Zonengliederung. 



52 







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53 



BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER SEDIMENTE 
IM UNTERSUCHUNGSGEBIET 



Aufgrund der Faunenuntersuchungen ist es möglich, die 
Sedimente des Untersuchungsgebietes biostratigraphisch ein- 
zustufen. Diese Gliederung ist in Abb. 7 dargestellt (vgl. auch 
Abb. 2). Folgende Ergebnisse können festgehalten werden: 

a) Beginn der Kreide-Transgression 

Die Kreide-Transgression beginnt im untersuchten Raum 
im tiefsten Untercenoman (carcitanensis-Suhzone, Ammoni- 
ten dieser Subzone sind im gesamten Bereich südlich und öst- 
lich von Unna nachzuweisen). Spätestens im höheren Unter- 
cenoman f<iu-o«/-Subzone) wird auch der westliche Teil des 
Untersuchungsgebietes (südwestlich von Unna) überflutet. 

b) Sedimente des Untercenomans 

In Billmerich (südwestlich von Unna) haben lediglich 
einige Klippensedimente, in Frömern (südlich von Unna) 
Klippensedimente und (in der Normalfazies) die Basissedi- 
mente bis einschließlich Glaukonit-Sandstein-Horizont un- 
tercenomanes Alter. Zwischen S c h e 1 k und W i c k e d e (Pro- 
file Schelk bis Wiehagen, vgl. Abb. 2) ist die Grenze Unter- 
/Mittelcenoman nicht genau festlegbar; sie liegt im oberen 
Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts. Eine Unter- 
gliederung des Untercenomans ist hier nicht durchführbar, 
östlich von Wickede haben der Glaukonit-Sandmergel- 
stein- bzw. Glaukonit-Sandkalkstein-Horizont und unterla- 
gemde Schichten tieferes Untercenoman-Alter (carcitanen- 
sis- bis saxbü-Suhzone), der glaukonitische Übergangshori- 
zont gehört dem oberen Untercenoman an (dixoni-Suhzone). 
Auf der Schwelle bei Günne (Möhnesee) sind unterceno- 
mane Reliktsedimente in Schichten des tieferen Mittelceno- 
mans eingebettet. Femer kann die ,, Hangende Mergellage" 
(vgl. E. Speetzen et al. 1974) im Vergleichsprofil Ruthen in 
die Foraminiferen-Zone I (tieferes Untercenoman) eingestuft 
werden. 

c) Sedimente des Mittelcenomans 

Im höchsten Untercenoman und tiefen Mittelcenoman be- 
steht in Billmerich und Frömern eine Schichtlücke, li- 
thologisch durch eine Aufarbeitungszone an der Basis 
des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts, paläontologisch 
durch einen deutlichen Faunensprung innerhalb der Forami- 
niferen-Fauna belegt. Diese Schichtlücke kann weiter östlich 
nicht nachgewiesen werden. Sie ist in Frömern und Billmerich 
vermutlich aufgrund der küstennahen Position so deutlich 
ausgebildet. Mehrere kurzzeitige Sedimentationsunterbre- 
chungen sind aber auch weiter östlich im Zusammenhang mit 
Hartgrundbildungen im Horizont der kieseligen und Horn- 
stein führenden Kalksteine wahrscheinlich. 

Das tiefere Mittelcenoman (Foraminiferen-Zone III) 
beginnt östlich von Wiehagen (westlich davon nicht ge- 
nau festlegbar) mit dem Horizont der kieseligen und Horn- 



stein führenden Kalksteine und endet mit dem Häufigkeits- 
maximum von Vialovella frankei unterhalb der Hornstein- 
bänke. Ammoniten aus der Gruppe um Acanthoceras rhoto- 
magense kommen in diesen Schichten vor. 

Das mittlere Mittelcenoman (Foraminiferen- 
Zone IV) ist durch das Häufigkeitsmaximum von Pseudotex- 
tulariella cretosa im gesamten Gebiet gut zu erkennen. In 
Frömern gehört der gesamte, in Billmerich der untere Teil 
des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts in diese Zone, 
östlich von Schelk sind die Hornsteinbänke sowie einige 
Dezimeter des Kalkmergelstein-Horizonts dieser Zone zu- 
zuordnen; östlich von Delecke ist die Hangendgrenze nicht 
mehr aufgeschlossen. 

d) Sedimente des Oberen Mittelcenomans bis Obercenomans 

Der obere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts 
von Billmerich, der glaukonitische Übergangshorizont von 
Billmerich und Frömern, der Kalkmergelstein-Horizont von 
Frömern und den weiter östlich gelegenen Profilen sowie die 
Kalkknollenbank im gesamten Gebiet können in die Forami- 
niferen-Zone V eingestuft werden. Die Zone beginnt mit dem 
ersten Auftreten von Rotalipora cushmum (östlich von Schelk 
wenige Dezimeter oberhalb der Hornsteinbänke). Der Zeit- 
umfang der durch die Kalkknollenbank dokumentierten 
Schichtlücke kann nicht näher angegeben werden (s. o.). Die 
Sedimentationslücke beginnt vermutlich irgendwann im 
Obercenoman. Höchstes Obercenoman ist wahrscheinlich 
nur reliktisch vorhanden (,,plen!<s-7.one"). 

e) Sedimente des Unterturons 

Die /ij^Mt«s-Schichten beginnen im gesamten Gebiet mit 
scharfer lithologischer Grenze oberhalb der Kalkknollenbank 
und sind durch das Auftreten von Inoceramus labiatHS 
(ScHLOTH.) bereits nahe ihrer Basis sowie das Vorkommen 
von Globotruncana marginata (Reuss) und das Überwiegen 
von planktonischen Foraminiferen gekennzeichnet. Inwie- 
weit die im Obercenoman beginnende Schichtlücke auch 
noch das Unterturon umfaßt, kann nicht mit Sicherheit gesagt 
werden. Da die genannten Leitfossilien normalerweise erst 
etwas oberhalb der Cenoman/Turon-Grenze einsetzen, ist 
anzunehmen, daß die Sedimentationsunterbrechung bis in 
das tiefere Unterturon hineinreicht. 



DANKSAGUNG 

Ich danke Herrn Prof. Dr. M. Kaever und Herrn Prof. Dr. 
U. Rosenfeld, die beide die Anfertigung dieser Arbeit durch zahl- 
reiche Diskussionen und Anregungen gefördert haben. Herrn 
Dr. C. Frieg danke ich für wertvolle Hinweise bei der Bestimmung 
der Foraminiferen. 



54 



LITERATUR 



Arnold, H. (1964 a): Die Erforschung der westfälischen Kreide und 
zur Definition der Oberkreidestufen und -zonen. - Fortschr. 
Geol. Rheinld. u. Westf., 7: 1-14, 1 Abb., 1 Tab.; Krefeld. 

(1964 b); Die Verbreitung der Oberkreidestufen im Münster- 
land und besonders im Ruhrgebiet. - Fortschr. Geol. Rheinld. 
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BäRTLING, R. (1909): Erläuterungen zur geologisch-agronomischen 
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— — (191 1); Erl.iuterungen zur Geologischen Karte von Preußen 
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55 



Zitteliana 


10 


55-64 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Epikontinentale Unterkreide- Ablagerungen in Polen 



Von 
SYLWESTER MAREK*) 

Mit 5 Abbildungen und 1 Tabelle 



KURZFASSUNG 



Das Unterkreidebecken des polnischen Flachlandes hat 
sich innerhalb der ausgedehnten, paläotektonischen Einheit 
entwickelt, die sich seit dem Zechstein, auf dem südwestli- 
chen Abhang der Pre-Vendischen Plattform gebildet hatte. 
Innerhalb dieses Beckens hat sich die Mittelpolnische-Sedi- 
mentationsfurche ausgesondert, die genetisch an die tektoni- 
schen Tornquist-Teisseyre Zone gebunden ist. Durch diese 
Zone ist im ganzem Mesozoikum und Känozoikum der Zu- 
sammenhang verschiedener, paläogeographischer Provinzen 
gewährleistet, und zwar die Verbindung des nördlichen At- 
lantik im Nordwesten und Westen mit der westlichen Tethys 
im Süden und Südosten. Das polnische Gebiet der Unterkrei- 
de-Sedimentation befand sich näher am Tethys-Ozean, be- 



dingt durch die initiale Transgression der Unterkreide aus 
dieser Richtung. Im Berrias und Valangin dominierten die Te- 
thys-Einflüsse, im Hauterive und Barreme-Mittelalb sind da- 
gegen entscheidende Beeinflussungen den von Westen und 
Nordwesten eindringenden Ingressionen zuzuschreiben. 

Vollständige Kreideprofile sind grundsätzlich auf diese 
mittelpolnische Furche begrenzt, wo im Kujawischen Ab- 
schnitt bis 600 m Mächtigkeit erreicht werden. 

Charakteristisch für das Unterkreide-Becken im Flachland 
Polens ist seine transgressive Entwicklung, die durch die fort- 
schreitende Überlagerung mit immer jüngeren, stratigraphi- 
schen Einheiten über das Neokom charakterisiert ist. 



ABSTRACT 



The Lower Cretaceous basin of the Polish Piain developed 
within the large paleotectonical unit which was formed since 
the Zechstein - during Triassic and Jurassic - on the SW-Slope 
of the Pre-Vendic platform. Within this basin the Central- Po- 
lish Trough developed which is genetically related to the 
Tornquist-Teisseyre lineament. This zone connected several 
paleogeographic provinces during the whole Mesozoic and 
the Cenozoic periods: the Northern Atlantic in the NW and 
W with the Western Tethys in the S and SE. The Polish part of 
Lower Cretaceous Sedimentation was located closer to the 
Tethys Ocean, which foUows from the direction of the initial 



transgression of the Lower Cretaceous in Poland. Tethys in- 
fluence dominated during the Berrias and Valanginian, howe- 
ver during the Hauterivian and Barremian-Middle Aibian the 
ingressions from the W and NW resulted in decisive altera- 
tions. 

Complete sections of the Cretaceous are limited to the Cen- 
tral Polish Trough where a thickness of up to 600 m is measu- 
red in the Kujawic region. The Lower Cretaceous Basin in the 
Polish Piain is characterized by its transgressive tendency 
which is demonstrated by the progressive onlap of younger 
stratigraphical units upon the Neocomian. 



I. EINLEITUNG 



Dieser Beitrag stellt eine Zusammenfassung der Stratigra- 
phie und Lithologie sowie der paläogeographisch-tektoni- 
schen Entwicklung der Unterkreide im Polnischen Flachland 
dar. Unterkreideablagerungen werden seit über 100 Jahren 
intensiv untersucht. Es ist unmöglich eine vollkommene Liste 



'■■) S. Marek, Instytut Geologiczny Warszawa, 01-005 Warszawa, 
ul. Nowolipie 16 m 25, Polen. 



der benutzten Literatur zu bringen. Ich werde mich auf die 
wichtigsten Publikationen der letzten Jahre beschränken. 

Zur Erforschung der Stratigraphie und der Paläogeogra- 
phie der Unterkreide haben wesentlich S. Marek und 
A. Raczynska beigetragen (S. Marek 1961, 1965, 1967, 1968, 
1969; S. Marek & A. Raczyt^ska 1973a, b, 1979a, b, 1982; 
A. Raczynska 1967, 1979) sowie J. Dembowska (J. Dem- 
BowsKA 1973, 1979; J. Dembowska, & S. Marek 1975, 1976, 



56 



1979), A. WiTKOwsKi (1968) und S. CieSlinski (1959a, b. 
1960). 

In Süd-Polen wurde die epikontinentale Kreide von 
W. MoRYC & J. Wasniowska (1965), S. Geroch, A. Jedno 
ROWSKA & W. MoRYC (1972) erforscht. 

Große Bedeutung für die Stratigraphie und die Sedimenta- 
tionsbedingungen haben die mikrofaunistischen Untersu- 



chungen von W. BlELECKA und J. SZTEJN (W. BlELECKA 1975; 

W. BlELECKA & J. SzTEjN 1966; J. SzTEjN 1967, 1968, 1969a, 
b, 1982; S. Marek,W. Bielecka, &J. Sztejn 1969) sowie die 
mikrofloristischen Untersuchungen von J. Mamczar (1966, 
1973, 1982). Sedimentologisch-petrographischen Forschun- 
gen liegen von M. Harapinska-Depciuch (Archiv-Material) 
vor. 



II. PALÄOGEOGRAPHISCHE LAGE 



Die Entwicklung des Unterkreidebeckens des Polnischen 
Flachlandes erfolgte auf einer ausgedehnten jungpaläozoi- 
schen-mesozoischen Einheit, die sich am südwestlichen Rand 
der prävendischen Plattform und ihres Vorlandes gebildet 
hatte. Innerhalb dieses Beckens erfolgte die Ausbildung einer 
schmalen mittelpolnischen Sedimentationsfurche, die sich 
entlang von Bruchzonen entwickelte die wiederum durch ver- 
tikale Blockbewegungen (R. Dadiez, S. Marek 1969) mit 
nur geringem Anteil an den Kompressionsspannungen der 
Dislokations-Vertikalkomponente charakterisiert ist (R. 
Dadlez). 

Die mittel-polnische Furche ist genetisch mit der tektoni- 
schen Teisseyre-Tornquist-Zone verbunden (J. Znosko 
1969, 1975). Im Mesozoikum und Känozoikum verband 
diese Zone zwei paläogeographische Provinzen: die Nordat- 
lantische Provinz im Nordwesten und Westen und die 
West-Tethys-Provinz im Süden und Südosten. In der Nord- 
atlantischen Provinz erfolgte die Ozeanöffnung in der Unter- 
kreide zwischen Iberia und Neu-Fundland sowie zwischen 
Grönland und Skandinavien. In der West-Tethys-Provinz 
wurde mit Ende des Jura und in der Unterkreide die im Meso- 
zoikum herrschende Ozeanöffnung von einem Ozeanschlie- 
ßen mit Gebirgsbildung abgelöst (R. Dadlez 1980). Das pol- 
nische Unterkreidebecken befand sich näher an dem ozea- 



nischen Gebiet der Tethys als des Atlantiks, daher drangen 
die initialen Unterkreide-Transgressionen im Riazanian von 
Südosten in das Gebiet Polens ein. 

Im Berrias und Valangin dominierten im Polnischen Flach- 
lande die Tethys-Einflüsse, dagegen waren im Hauterive und 
Barreme-Mittelalb die Ingressionen aus dem sich in Nordwe- 
sten entwickelnden Atlantischen Ozean von entscheidender 
Bedeutung. 

Vollständige Profile der Unterkreide sind auf die mittel- 
polnische Furche begrenzt (Abb. 1-5). Im Abschnitt der 
größten Subsidenz, - das heißt im Kujawy-Teil der Furche - 
ist eine kontinuierliche Sedimentation der Jura- und Unter- 
kreide-Bildungen zu beobachten und die Unterkreide er- 
reicht hier bis 600 m Mächtigkeit (Abb. 1 ). 

Außerhalb der Furche sind größere lithologisch-stratigra- 
phische Reduktionen vorhanden. Das Unterkreide-Becken 
des Polnischen Flachlandes ist charakterisiert durch eine 
Transgression, die durch immer weiter übergreifende Lage- 
rung der jüngeren Sedimente zum Ausdruck kommt. 

Charakteristisch ist auch die Entwicklung eines tektoni- 
schen Grabensauf dem Abhang der prävendischen Plattform, 
während des Berrias-Apt (Abb. 2). 



III. STRATIGRAPHIE UND LITHOLOGIE 



1. BERRIAS 
(Tabelle 1) 

An der Jura-Kreide- Wende bildeten sich im Polnischen 
Flachland wie im Germanischen und Pariser Becken brak- 
kisch-lagunäre Purbeck-Becken, die zur mittelpolnischen 
Furche begrenzt waren. Zu dieser Zeit entstanden Mergel und 
Evaporite sowie teilweise Oolith- und Muschel-Kalksteine. 

Die Jura-Kreide-Grenze (Colloque Cretace inferieur, 1963 
und 1973) verläuft innerhalb der Sedimente der Purbeck-Fa- 
zies (J. Kutek 1962; S. Marek 1967; W. Bielecka, J. Sztejn 
1966; S. Marek, W. Bielecka, J. Sztejn 1969; W. Bielecka 
1975; J. Dembowska, & S. Marek 1975, 1976, 1979; 
J. Mamczar 1966, 1973, 1982). Diese Grenze verläuft unge- 
fähr im Hangenden der Ostrakoden-Zone ,,E" mit folgenden 
Arten: Fabanella ansata (Jones), Klieana alata (Martin) 
und Mauteliana purbeckensis (Forbes) (W. Bielecka, 
J. Sztejn 1966; W. Bielecka 1975). 



Die überlagernden Purbeck-Ostrakoden-Zonen ,,D, C, 
B" und ,,A" beweisen Unter-Berrias, das oft mit der Ober- 
Wolga-Stufe korreliert wird (R. Casev 1977; A. Zeiss 1977). 

Die Ostrakoden- Zonen ,,D, C, B" sind als brackisch-Iim- 
nische Sulfat-Karbonate und Ton-Mergel ausgebildet, dage- 
gen besteht die brackisch-marine Ostrakoden-Zone ,, A" aus 
Tonsteinen und mergeligen Schiuffsteinen, höher aus sandi- 
gen Kalksteinen mit Detritus von Cyrena, Solen, Cardium 
und Paludina. 

Neben der brackischen Ostrakode Cypridea cf. posticalis 
(Jones) treten marine Ostrakoden wie Palendocytherea und 
Schuleridea sowie die Foraminiferen Ammobaculites, Eogut- 
tulina und Lenticitlina auf. 

Die Ostrakoden-Zone ,,A" kennzeichnet die initale Rya- 
zan-Meerestransgression (S. Marek 1967). Aus Vergleichen 
mit dem anglo-germanischen Becken folgt, daß die Ostrako- 
denzonen ,,D, C, B" und ,,A" dem oberen Teil des unteren 



57 



MÄCHTIGKEITEN DER UNTEREN KREIDE (Berrias -Mittleres Alb) 




100 


1 




100 


2 




^•-» 3 






,^ u 






a ' 






i< ^ 






7 


1 1 1 


00 o 8 

1 1 1 1 1 1 1 



■ ■ ■ 8 

Abb. 1. Mächtigkeiten der Unterkreideablagerungen (Barreme-Mittelalb). 1 = sichere Isopachyten; 2 = 
vermutliche Isopachyten; 3 = Verwerfungen; 4 = primäre Barreme-Verbreitung; 5 = Gebiet der vollkom- 
menen postkretazischen Erosion; 6 = Gebiet der teilweisen postkretazischen Erosion; 7 = Linie des paläo- 
tektonischen Profiles; 8 = Karpatenflysch-Aufschiebung. 



C-g OO 




10 20 30 W 50 km 

1 ■ I ■ I ' I ■ I ■ I 

Abb. 2. Paläotektonischer Querschnitt der Unterkreide. 1 = Sandsteine; 2 = Tonsteine und Schluffstei- 
ne; 3 = kalkige Sandsteine; 4 = Verwerfungen; Be - Berrias; W = Valangin; Wia = Platylenticeras-XJntex- 
valangin; W,;, = Po/y/^fjc/'jVe.s-Untervalangin; W, = Obervalangin; H = Hauterive; Hi = Unterhauterive; 
H2 - Oberhauterive; Ba-A, = Barreme-Mittelalb; A = Pagörki-Glied; B = Gopto- Glied; C = Kruszwi- 
ca-Glied. 



58 



STUFE 


LEITFOSSILIEN 


LITHOLOGISCHE 

FORMATIONEN 


LiJ 

5 

OL 
OL 

g 


3 

< 
1 




Mogilno-F . 


UJ 

h— 

:d 


o 


Simhirski tes 


Wioclawek-F. 


OL 

1- 

=3 


Bndemoceras 


CD 

> 


CQ 
O 

z 


Dichotomitos und Satjnoceras 




Poiyptychi tes 


Bodzan6w-F. 


Platylent iceras und Weocomjites 


Roqozno-F. 
Kcynia-F. 


«a: 

ce: 
bJ 


O 

=1 


z. 
< 

< 

5- 

q: 

:^ 

CQ 

q: 

=) 


SuriCes und Eutymiceras 
Riasanites und Maibosiceras 


A 

C Ostracoden 
D 


_i 
o 

3 


ce: 
O 


E 
— Ostracoden 
F 



Tabelle 1. 
Stratigraphisches Profil der Unterkreide im polnischen Flachland. 

Purbecks und dem mittleren Purbeck Englands sowie dem 
oberen Teil der Münder-Mergel-Formation Deutschlands 
entsprechen. Diese stratigraphische Einstufung des Purbecks 
im Polnischen Flachland bestätigen die palynologischen Un- 
tersuchungen. Nach J. Mamczar (1966, 1982) war die herr- 
schende Pflanzengruppe im Purbeck die Cheirolepidaceae 
(z. T. bis 87%). Wesentlichen Anteil an den Pflanzengemein- 
schaften hatten auch Nadelbäume mit den Familien Taxodia- 
ceae-Cupressaceae sowie Pinaceae-Podocarpaceae; außerdem 
waren auch FiHcales mit der Familie Gleicheniaceae vertreten. 

Sedimente der Purbeck-Fazies erreichen eine Mächtigkeit 
bis 100 m wobei auf die Ostrakodenzone ,,A" 30 m entfallen. 

Ober-Berrias - die Ryazan-Stufe ist gut mit Ammoni- 
ten belegt, die eine Einteilung dieser Stufe in die Schichten mit 
Riasanites und Malbosiceras (unten) und in die Schichten mit 
Surites und Euthymiceras (oben) erlauben (S. Marek, 
A. R,-\CZYNSKA 1979a, b, 1982). 

Schichten mit Riasanites und Malbosiceras: sandige 
Schiuffsteine, Sandsteine und sandige Kalke mit Riasanites 
riasanensis (Wenetzky) Lahusen, Praetollta cf. rnaynei 
Späth, Subcraspedites sp. div., Malbosiceras cf. malbosi 
(Pictet), Retowskiceras cf. andrussovi (Retowski), Pictetice- 
ras cf. picteti (Jacob), Picteticeras cf. jauberti (Mazenot) 
und andere. 

Schichten mit Surites und Euthymiceras: (Tonsteine, 
Schluffsteine mit sandig-sideritischen Einlagerungen und 
Sphärosideriten) mit: Surites cf. spasskensis (Nikitin), Suri- 
tes cf. subtzikwinianus (Bogoslowski), Extemiceras sp., 
Suba-aspedites sp. sp., Riasanites sp., Neocosmoceras cf. 
sayni (Simionescu), Euthymiceras cf. euthymi (Pictet), TVeo- 
cosmoceras cf. platycostatum (Sayn), Neocosmoceras flabelli- 
forme (Hegarat), Faunella sp. cf. boissien (Pictet) und 
Berriasella sp. 

Die erwähnten Ammoniten vertreten hauptsächlich süd- 
und mittelrussische Arten und nur untergeordnet nordrussi- 
sche. 



In der Ryazan-Stufe treten auch reichlich Lamellibranchia- 
ten auf, vor allem Exogyra sinuata (Sowerby) sowie Forami- 
niferen und Ostrakoden. Unter den Foraminiferen herrschen 
die kalkschaligen Gattungen Lenticulina, Vaginulinopsis, 
Reinholdella, Trocholina, Citharina und Epistomina vor, 
weniger zahlreich sind die agglutinierenden Formen: Ha- 
plophragmoides, Trochammina und Reophax. Ostrakoden 
sind mit den Gattungen Protocythere , Schulendea, Cyther- 
ella und Paranotacythere vertreten. 

Mikrofloristische Untersuchungen konnten nachweisen, 
daß an der Wende der Purbeck-Fazies zu den marinen Sedi- 
menten der Ryazan-Stufe ein plötzliches Verschwinden der 
Familie Cheirolepidaceae erfolgte und eine Entwicklung der 
Nadelbäume-Coniferales der Familien Taxodiaceae-Taxa- 
ceae-Cupressaceae (bis 50%) und der Familien Pinaceae-Po- 
docarpaceae (bis 8%) einsetzte. Zu beobachten ist ein hoher 
Anteil an Farnen vor allem der Familie Gleicheniaceae (bis 
317c), dagegen traten Schachtelhalme (Equisetales) und Bär- 
lappgewächse (Lycopodiales) zurück. Nach J. Mamczar 
(1966, 1973, 1982) weist der Sporen- und Pollenkomplex auf 
eine größere Feuchtigkeit in der Ryazan-Stufe als im Purbeck 
hin. 

Die Mächtigkeit des ganzen Berrias erreicht 160 m, des ma- 
rinen Anteils 60 m. 



2. VALANGIN 

Das Unter- Valangin ist im Polnischen Flachland in die 
Platylenticerasschichten (unten) und die Polyptychites- 
Schichten (oben) unterteilt. 

Platylenticeras-'Sic\\ichx.tx\ bilden eine Kontinuität zur ma- 
rinen Ryazan-Stufe. Es sind vor allem Tonsteine, unterge- 
ordnet Schluffsteine, im Randgebiet sandige Sedimente mit 
Sideriteinlagerungen ausgebildet mit vereinzelten Ammoni- 
ten Platylenticeras (PI.) heteropleurum postrum (Koenen), 
Platylenticeras (PI.) gevrilianum gevrilianum (d'Orbign\'), 
Platylenticeras (Tolypeceras) marcoisianum mflatum (Koe- 
nen), Neocomttes neocomiensis (d'Orbigny), Neocomites 
neocomiensis var. premolica (Say'n), Polyptichites sp. cf. 
gravidus (Koenen) sowie Belemniten Oxyteuthis primus 

BtASZKIEW'ICZ. 

Lamellibranchiaten sind vertreten durch zahlreiche Exo- 
gyra sinuata (Sowerby); auch die Mikrofauna ist reich. Unter 
den Foraminiferen herrschen agglutinierende Formen: Tro- 
chammina, Glomospirella, Vemeuillinoides, Haplophrag- 
moides, Reophax und Ammobaculites. Untergeordnet treten 
auch kalkschalige Foraminiferen auf wie Lenticulina, Astaco- 
lus, Saracenaria, Citharina, Reinholdella, Trocholina, Epi- 
stomina, Spirilina, Eoguttulina, Globulina und Vaginulinop- 
sis. Ostrakoden sind spärlich mit Protocythere, Schuleridea 
und Paranotacythere vertreten. Die Platylenticeras-ScWich- 
ten erreichen eine maximale Mächtigkeit von 60 m. 

Polyptychites-Schichten weisen im zentralen Beckenteil 
eine lithologische Dreiteilung auf. Den mittleren Profilteil 
bilden limnische, graue Sandsteine, meistens feinkörnige mit 
mittel- und grobkörnigen Sandsteineinlagerungen mit reich- 
lich inkohltem Pflanzendetritus und tonig-kohligen Linsen 
mit Muskowit. Dagegen den unteren und oberen Profilteil 
bilden feingebankte, marine Tone und Schluffsteine mit Ei- 



59 



senkonkretionen. Im unteren Profilteil wurden vereinzelt 
Bruchstücke der Ammonitengattung Polyptychites und der 
Ostrakodengattung Dolocythendea gefunden. Außerhalb 
des Beckenzentrums in West-Polen bilden die Polyptychi- 
fej-Schichten vorwiegend Sandsteine mit Zwischenlagen von 
Rhizoiden-Schluffsteinen, die auf eine Sumpfsedimentation 
hinweisen. Die stratigraphische Lage der ausgesonderten Po- 
lyptychites -Sc\nc\\x.en zeigt ihre Lage oberhalb der Platylenti- 
ceraj-Schichten und unterhalb des Obervalangin. Die maxi- 
male Mächtigkeit der Polyptychites-Schichten beträgt ca. 
120-150 m. 

Das Ober- Valanging (Schichten mit Dichotomites 
und Saynoceras) zeigt eine neue marine Ingression. Im zen- 
tralen Beckenteil bilden sich im Ober-Valangin graue und 
aschgraue Tonsteine, Schiuffsteine mit Sandsteineinlagerun- 
gen, ziemlich häufig sind sandig-dolomitisch-sideritische 
Zwischenlagen mit Kalzit- und Eisenoolithen. Die Ammoni- 
tenführung ist gut: Dichotomites bidichotomus (Leymerie), 
Dichotomites cf. biscissus (Koenen), Dichotomites cf. pet- 
schorensis (Bogosiowski), Polyptychites cf. ramulicostatus 
(PAWtow), Polyptychites cf. michalskii (BoGOStowsKi), Polyp- 
tychites nucleus (Roemer), Polyptychites cf. ascendens Koe- 
nen, Neocraspedites complanatus (Koenen), Saynoceras ver- 
rucosum (d'Orbigny), Leopoldia sp. cf. hiassalensis (Kara- 
kasch), Astieria bachelardi Sayn, Neocomites biformis Say'n, 
Bochianites neocomiensis (d'Orbigny) u. a. 

Unter den Lamellibranchiaten treten zahlreich auf: Pano- 
pea cf. gurgitis (Brogniart), Grammatodon cf. securis 
(d'Orbigny) und Arten der Gattungen Corbula, Gervillea, 
Trigonia, ChLimys sowie Ostrea. 

Im südöstlichen Teil des Polnischen Flachlandes besteht 
das Ober-Valangin, das dort das älteste Glied der Unterkreide 
darstellt, hauptsächlich aus mergeligen und kalkigen oolith- 
eisenhaltigen und detritischen Gesteinen. 

Außer Lamellibranchiaten ist in diesen Sedimenten auch 
Schalenschutt von Brachiopoden, Ammoniten, Bryozoen 
und Würmern festzustellen. Epikontinentale tonig-sandige 
Sedimente von wahrscheinlichem Ober-Valangin-Alter wur- 
den unter dem aufgeschobenen Karpaten-Flysch festgestellt 
(S. Geroch, A. Jednorowska, W. Moryc 1972). 

In den Schichten mit D;c/)ofo??7zfes und Saynoceras kommt 
eine reiche Mikrofauna vor. Außer den agglutinierenden Fo- 
raminiferen Glomospirella, Ammodiscus und Haplophrag- 
moides finden sich häufiger kalkschaligeForaminiferen: Len- 
ticulina, Citharina, Marginulina, Saracenaria, Epistomma, 
Remholdella und Planispirillma. 

Zu betonen ist das Erscheinen neuer Ostrakodenarten der 
Gattungen: Stravia, Haplocytheridea, Schuleridea, Protocy- 
there, Cytherelloidea, Cytherella, Euryitycythere und Dolo- 
cythendea. Die maximale Mächtigkeit des Ober-Valangin im 
Polnischen Flachland beträgt 30-50 m. 

Die Pflanzendecke im Valangin unterlag im Vergleich mit 
dem Berrias keinen wesentlichen Änderungen. Die herr- 
schenden Pflanzengruppen sind weiter die Nadelbäume mit 
den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 50%); 
zu beobachten ist ein wenig größerer Anteil der Familien Pi- 
naceae-Podocarpaceae sowie auch ein weiteres Auftreten der 
Farne, vorwiegend der Familie Gleicheniaceae. Das zeugt für 
ein wärmeres und noch feuchteres Klima als im Berrias. 



3. HAUTERIVE 

Das Unter-Hauterive ist deutlich transgressiv; im zen- 
tralen Beckenteil bildeten sich dunkle Tonsteine oder Schluff- 
steine, zuweilen sandig mit Zwischenlagen von grauen Ton- 
steinen und Sideriten. Im oberen Profilteil sind die Sedimente 
sandiger und enthalten stellenweise Anhäufungen von Ei- 
senoolithen. Im südöstlichen Beckenteil des Polnischen 
Flachlandes sind Zwischenlagen von kalkig-sideritischen 
Sandsteinen mit Eisenoolithen von großer Bedeutung. Ver- 
einzelte Ammoniten vertreten durch die Arten: Endemoceras 
cf. amblygonium (Neumeyer et Uhlig), Endemoceras äff. 
enode Thiermann, Endemoceras sp. (ex gr. noricum-enode) 
und Endemoceras sp. (S. Marek 1961, 1968, 1969; A. Rac- 

ZYNSKA 1979). 

Reich sind auch Lamellibranchiaten und Gastropoden ver- 
treten, unter anderen Panopea cf. gurgitis (Brogniart), 
Grammatodon securis (d'Orbigny) und Arten der Gattungen 
Corbula, Pholadomya und Natica sp. 

In der Mikrofauna herrschen kalkschalige Foraminiferen: 

Lenticulina, Vaginulinopsis, Epistomina, Marginulina und 
Citharina. Agglutinierende Foraminiferen sind vertreten 
durch die Gattungen: Haplophragmoides, Ammobaculites, 
Trochammina und Glomospirella. Ostracoden mit den Gat- 
tungen Haplocytheridea, Mandocythere, Schuleridea, Stilli- 
na, Paranotacythere, Euryitycythere und Cytherelloidea. 

Charakteristisch für das Unter-Hauterive sind: Epistomma 
caracolla caracolla (Roemer), Marginulina pyramidalis 
(Koch) und Schuleridea äff. lamplughi (Neale). 

Das Unter-Hauterive erreicht eine maximale Mächtigkeit 
bis zu 50 m. 

Das Ober-Hauteri ve ist zweigeteilt. Den unteren 
Komplex bilden feinkörnige bis grobkörnige, graue Sandstei- 
ne, teilweise dolomitische und sideritisch, mit Anhäufungen 
von Goethit-Chamosit-Oolithen. Die Mächtigkeit dieses 
Komplexes beträgt bis zu 45 m. 

In diesen Sedimenten wurden nur agglutinierende Forami- 
niferen der Gattungen Glomospirella, Reophax und Vemeu- 
illinoides nachgewiesen. 

Den oberen Komplex bilden wieder Tonsteine und dunkle 
Schiuffsteine mit reichlich Pyrit. Im zentralen Beckenteil 
kommen Anhäufungen von Dolomit-Siderit-Chamosit- 
Oolitherzen vor. Ein großer Teil dieser Sedimente kann mit 
vereinzelten Simbirskites (Craspetodiscus) gottschei (Koe- 
nen) und Simbirskites (Crasp.) sp. (A. Raczyivjska 1979) ein- 
gestuft werden. Außerdem tritt hier eine charakteristische 
Foraminiferen-Gemeinschaft auf, mit den Gattungen Tro- 
chammina, Trocholina, Psammosphera, Reophax, Lage- 
nammina, Glomospirella und Textularia. 

Die Sedimente des oberen Hauterive erreichen eine maxi- 
male Mächtigkeit bis zu 80 m. 

In der Pflanzengemeinschaft ist im Hauterive eine Zu- 
nahme der Nadelbäume besonders mit der Familie Taxodia- 
ceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 69%) zu beobachten; unter 
den Farnen hat die Familie Gleicheniaceae den größten An- 
teil. Die Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes und 
feuchtes Klima hin. 



60 



4. BARREME - MITTELALB 

Die auf dem Hauterive und unter dem Oberalb liegenden, 
überwiegend sandigen Sedimente, wurden als Mogilno-For- 
mation ausgeschieden, die in drei Glieder eingeteilt wurde: 
Pagörki-Goplo- und Kruszwica-Glied (A. Raczi-nska 1979). 

Das Pagörki-Glied, dem ein Barreme-Alter zuge- 
schrieben wurde, bilden feinkörnige, weiße Sandsteine, oft 
mit Kaolinit-Zement ohne Glaukonit und Makrofauna, stel- 
lenweise nur mit mkohltem Pflanzendetritus. In tonigen Zwi- 
schenlagen findet man agglutinierende Foraminiferen wie 
Ammohaculites und Reophax. 

Im Barreme ist eine wesentliche Änderung in der Pflanzen- 
decke zu beobachten. Die bis zum Hauterive herrschenden 
Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cu- 
pressaceae haben nunmehr einen wesentlich geringeren Anteil 
bei gleichzeitiger Zunahme der Familien Pinaceae-Podocar- 
paceae. Unter den Farnen ist die Abnahme der Familie Glei- 
cheniaceae zugunsten anderer Familien der Filicales anzu- 
merken. Einen geringen Anteil in der Pflanzengemeinschaft 
haben auch Schachtelhalme (Equisetales) und Bärlapp-Ge- 
wächse (Lycopodiales). Diese Pflanzengemeinschaft weist 
auf ein warmes Klima, jedoch wesentlich trockener als im 
Hauterive. 

Das Pagörki-Glied (Barreme) erreicht eine maximale 
Mächtigkeit von 50-75 m. 

Das Goplo-Glied, für das Apt angenommen wird, bil- 
den Tonsteine, sandige Schiuffsteine und dunkelgraue Sand- 
steine mit Glaukonit, manchmal mit Zwischenlagen von ei- 
senhaltigen Oolithen und Chamosit-Erzen. In der Warsza- 
wa-Mulde wurden unbestimmbare Ammoniten gefunden 
(S. Marek 1968). 



Die Mikrofauna wird vertreten vor allem durch agglutinie- 
rende Foraminiferen: Reophax, Vemeuillinoides, Haploph- 
ragmoides und Tritaxia. Unter den kalkschaligen Forammi- 
feren herrschen Arten der Gattungen Margmulina, Lenticti- 
lina, Astacolus, Paleomi und Trocholina vor; vereinzelt fin- 
det man auch Ostrakoden Cypridea. 

In der Pflanzengemeinschaft ist wiederum eine Änderung 
bemerkbar. Die Nadelbäume der Familien Taxodiaceae-Ta- 
xaceae-Cupressaceae treten zurück (nur 29%) ebenso die Fa- 
milien Pinaceae-Podocarpaceae (bis 8%). Unter den Farnen - 
Filicales ist wieder eine Zunahme der Familie Gleicheniaceae 
anzumerken mit gleichzeitiger Entfaltung anderer Familien 
der Filicales und Lyopodiales (bis 26%); die Schachtelhalme - 
Equisetales haben geringen Anteil. Diese Pflanzengemein- 
schaft zeigt eine Zunahme der Klimafeuchtigkeit an. 

Das Goplo-Glied (Apt) erreicht eine Mächtigkeit von 
40-50 m. 

Das Kruszwica-Glied, bestimmt als Unter- und 
Mirtelalb, bilden feinkörnige, graue, kalkfreie Sandsteine mit 
Glaukonit; im Liegenden und Hangenden oft grobkörnig und 
konglomerathaltig. Reichlich findet man inkohlten und pyri- 
tisierten Pflanzendetritus und in vereinzelten Tonzwischen- 
lagen geringe Mengen von Foraminiferen der Gattungen 
Quinqueloculina, Bullopora, Lenticulina und Miliospirella. 
Das Kruszwica-Glied wird nach oben mit sandigen Mergeln 
mit Phosphoriten abgeschlossen, die Aucellinen und Belem- 
niten des Oberalb enthalten (S. CieSliNski 1959a, b, 1960). 

Die maximale Mächtigkeit des Kruszwica-Glieds beträgt 

100 m. Für die ganze Mogilno-Formation (Barreme-Mittel- 
alb) kann 150-220 m Mächtigkeit angegeben werden. 



IV. SEDIMENTATIONSGESCHICHTE UND 
PALÄOGEOGRAPHISCHE ENTWICKLUNG 



Das sich im Ober-Wolga und im Unter-Berrias ausgebil- 
dete relikthafte Purbeck-Becken ist zur mittelpolnischen 
Furche hin begrenzt. 

Zu Beginn der Ryazan-Stufe wurde das Binnen-Bek- 
ken in ein brackisch-marines Becken (Ostrakoden-Zone 
,,A") und danach in ein marines Becken mit terrigenen Ein- 
schüttungen umgestaltet. Anfänglich sind es sandig-karbona- 
tische Bildungen und danach mehr tonig-schluffige Sedimen- 
te. Die Ammoniten sind vertreten, vor allem südliche Arten, 
unter anderen die Gattungen Fauriella, Malbosiceras, Eu- 
thymiceras, Neocosmoceras, Picteticeras, Berriasella und Re- 
towskiceras sowie mittelrussische Arten der Gattung Riasa- 
nites. Hierin liegt ein Beweis, daß die Initialtransgression des 
Ryazan-Meeres nach Polen von Südosten, also aus der 
West-Tethys eingedrungen ist. Nur die Gattungen Surites, 
Subcraspedites, Extermceras und Praetollia zeugen für Mee- 
reseinflüsse aus Nordwesten vom Nordatlantik. 

Im Unter-Valangin (PlatylenticerasScW\c\\ten) folgt 
kontinuierlich die mit dem Ryazan-Meer begonnene Sedi- 
mentation. Das Meer erweiterte seinen Bereich vor allem nach 
Nordpolen (Abb. 3); es entstanden dunkle Tonsteine und 



Schiuffsteine mit Siderit. Ammoniten der Gattungen Platy- 
lenticeras und Neocomites sowie Belemniten Oxyteuthis 
weisen auf eine Verbindung des polnischen Beckens mit den 
Provinzen der Tethys und des Atlantiks (Anglo-Germani- 
sches Becken) hin. 

Im späteren Unter-Valangin (Polyptychites-Schich- 
ten) erweitert das Meer wiederum seinen Bereich im Ver- 
gleich mit den Platylenticeras-Schichten. Es ist jedoch eine 
Verflachung und teilweise Aussüßung des Beckens zu beob- 
achten, worauf sandige Sedimente und sumpfig-schluffige 
Einlagerungen mit Rhizoiden und Holzstücken hinweisen. 
Zeitweilig überwogen die zufließenden Süßwässer. Eine 
Moorsedimentation konnte sich in den seichten Beckenteilen 
entwickeln, vorübergehend von ausgedehnten Wattgebieten 
abgelöst. 

In der Ryazan-Stufe und im Unter-Valangin wurde das ter- 
rigene Material in das Sedimentationsbecken vorwiegend vom 
Norden zugeführt (Abb. 3, 4). 

Im Ober-Valangin wiederholt sich eine Dominanz des 
marinen Einflusses. In den Randzonen ist ein Übergreifen der 
transgressiven Bildungen bemerkbar, die mittelpolnische 



61 



BERRIAS - UNTER VALÄNGIN (Platylenticeras-Schichten) 






rslarew \ 

Bio^Jystok I 




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4) ^ 

^ 6 
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1 1 1 1 


ü 

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n 









9 

—10 

Abb. 3. Paläofazies für die Zeitspanne Berrias bis Platylenticerai-UntervAangm. 1 = Tonsteine und 
Schiuffsteine im unteren Teil mit sandigen Kalken. 2 = Tonsteine und sandige Schiuffsteine; 3 = schluf- 
fig-sandige Kalksteine; 4 = Ammoniten; 5 = gegenwärtige Verbreitung des /'to;y/en«cer<js-Untervalangin; 
6 = gegenwärtige Berrias-Verbreitung; 7 = Gebiet der postkretazischen Erosion; 8 = primäre Verbrei- 
tung des Festlandes im Untervalangin; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Karpatenflysch-Auf- 
schiebung. 



Furche wird überschritten (Abb. 5). In dieser Zeit sedimen- 
tierten dunkle, zuweilen dolomit-sideritische Tonsteine und 
Schiuffsteine. Im südöstlichen Teil des polnischen Beckens 
wurden diese Sedimente durch oft oolithe und organo-detriti- 
sche Kalksteine und Mergel vertreten. Gegen Ende des 
Ober-Valangin erfolgte in Westpolen eine kurzdauernde 
Meeresregression sowie eine allgemeine Beckenverflachung. 
Die Ammoniten der Gattungen Dichotomites, Polyptychites, 
Neocraspedites, Saynoceras, Astieria, Bochianites, Leopoldia 
und Neocomites beweisen eine andauernde Verbindung des 
polnischen Beckens mit der Tethys sowie Einflüsse aus den 
mittelrussischen und anglo-germanischen Meeresbecken. 



Zu betonen ist, daß das Klima im Valangin wesentlich 
wärmer und feuchter war als im Berrias. 

Im Unter-Hauterive sedimentierten allgemein dunkle, 
tonigschluffige Ablagerungen mit der größten Ausdehnung 
im Neokom. Das Übergreifen der Unter-Hauterive-Sedi- 
mente beweist einen erneuten transgressiven Vorstoß. Am- 
moniten der Gattung Endemoceras zeugen nunmehr für ei- 
nen entscheidenden Einfluß aus dem anglo-germanischen 
Meer. 

Den Anfang des Ober-Hauterive kennzeichnet eine 
erneute Beckenverflachung, Erosion am Beckenrand und 



62 



UNTER VALANGIN - Polyptychites Schichten 




Abb. 4. Paläofazies-Typen des Polyptychites-lJnterviLhnf^m. 1 = Tonsteine und sandige Schiuffsteine; 
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine teilweise mit Rhizoiden; 4 = kalkige Sandsteine; 
5 = Ammoniten; 6 = gegenwartige Verbreitung des Po/i'jO/rc/wfes-Untervalangin; 7 = Gebiete der post- 
kretazischen Erosion; 8 = primäre Land-Verbreitung; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Kar- 
patenflysch- Aufschiebung. 



großer Antransport von Sandmaterial. Hier überwiegen 
Sandsteine mit Einlagerungen von Oolith-Goethit-Chamo- 
sit-Erzen. 

Im jüngeren Ober-Hauterive ist eine Änderung der 
Sedimentationsbedingungen zu beobachten; es bilden sich 
dunkle tonig-schluffige Sedimente. Gegen das Ende des Hau- 
terives steigt der Gehalt an terrigenem Material und örtlich 
kommt es zu der Konzentration von Eisenoolitherzen. Ver- 
einzelte Ammoniten der Gattung Simbirskites weisen auf 
Meereseinflüsse aus Nordwesten, vom anglo-germanischen 
Becken hin. 

Das Klima war feuchter und wärmer als im Valangin. 

Im Barreme beginnt ein neuer Sedimentationszyklus der 
Unterkreide (Abb. 2). Zu dieser Zeit entstehen Kaolinitsand- 
steine mit Pflanzenresten. Dieses sandige Glied zeugt für eine 
erhebliche Aussüßung und eine Einengung des Beckens. Das 



Klima war im Barreme weiterhin warm, jedoch trockener als 
im Hauterive. 

Das Apt wird durch tonig-schluffig-sandige Sedimente 
mit Glaukonit gebildet, und zeigt eine erneute Meerestrans- 
gression und Beckenvertiefung. Das warme Klima ist wieder 
feuchter geworden. 

Im Unter- und Mittel-Alb erweiterte sich die Meeres- 
transgression. Es hatte sich ein seichtes Sedimentationsbek- 
ken gebildet in dem glaukonitische Sandsteine abgesetzt wur- 
den. Diese Bildungen greifen über alle älteren Glieder der Un- 
terkreide hinweg. 

Das Meeresbecken im Polnischen Flachland wies in der 
Unterkreide eine expansive Entwicklung auf, die sich in der 
jeweiligen übergreifenden Lagerung der jeweils stratigra- 
phisch jüngeren Glieder ausprägt. 



OBER VALANGIN-HAUTERIVE 



63 




10 
11 

Abb. 5. Paläofazies-Typen für die Zeitspanne Obervalangin-Hauterive. 1 = Tonsteine und Schiuffsteine; 
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine; 4 = Kalksteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige 
Verbreitung des Obervalangin; 7 = gegenwärtige Verbreitung des Hauterive; 8 = Gebiet der posti<retazi- 
schen Erosion; 9 = primäre Land-Verbreitung im Hauterive; 10 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 
11 = Karpatenflysch-Aufschiebung. 
Text zur Arbeit MAREK 



64 



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65 



Zitteliana 



10 



65-95 



München, I.Juli 1983 



ISSN 0373 -9627 



The Mid-Cretaceous transgression onto the Central Polish 
Uplands (marginal part of the Central European Basin) 

By 
RYSZARD MARCINOWSKI & ANDRZEJ RADWANSKI') 

With 6 text figures, 8 plates and 1 table 

ABSTRACT 



The Central Polish Uplands belonged to the south-eastern 
marginal parts of the Central European Basin during the 
mid-Cretaceous transgression. The topography of the Kim- 
merian tilted Substrate controlled not only the transgressing 
sea but also the extent of the shoreline and the paleoenviron- 
ments of the mostly sublittoral successions. The transgressive 
deposits from the Middle Albian eodentatus Subzone until 
the Late Turonian Inoceramus costellatus Zone reflect the 
gradual filling of the basins and the effects of synsedimentary 
movements: either regional block-faulting (Cracow Upland 
in the southern part of the Polish Jura) or a continous uplift of 



submarine sweils (Polish Jura Swell, Annopol Swell). Four 
pulses can be recognized within the mid-Cretaceous trans- 
gressive sequence. None of them is truly regressive, but all are 
particular episodes of one transgressive cycle. Abundant fau- 
nas particularly in phosphatic beds allow paleobiogeographi- 
ca! and environmental conclusions with a special contribution 
to the phosphorite beds of Annopol-on-Vistula. Boreal and 
Tethyan affinities in the ammonite faunas are briefly discus- 
sed with some remarks on the extents of the two bioprovin- 
ces. 



KURZFASSUNG 



Das polnische Mittelgebirge gehörte zur Zeit der Mittel- 
kreide-Transgression zum südöstlichen Randbereich des zen- 
traleuropäischen Beckens. Die Topographie des jungkimme- 
risch verstellten jurassischen Untergrundes kontrollierte 
nicht nur den Ablauf der Transgression, sondern auch die 
Entwicklung der Küstenlinien und die Abfolge der überwie- 
gend sublitoralen Sedimentation. Die transgressiven Ablage- 
rungen von der eodentatus Subzone des mittleren Albs an bis 
zur Inoceramus costellatus Zone des obersten Turon spiegeln 
die allmähliche Auffüllung der Becken und die Auswirkungen 
der synsedimentären tektonischen Bewegungen wider: es 
sind teils regionale Bruchtektonik (Krakauer Hügelland im 



südlichen Teil des polnischen Jura), teils ein allmählicher Auf- 
stieg submariner Schwellen (Polnische Jura Schwelle, Anno- 
pol-Schwelle). Es sind vier Phasen innerhalb der Mittelkrei- 
de-Transgression erkennbar; keine davon ist wirklich regres- 
siv, sondern sie gehören einem transgressiven Zyklus an. 
Die reichen Faunen aus den Phosporiten ermöglichen detail- 
lierte Aussagen zur Ökologie und zur Genese der 
Phosphoritvorkommen von Annopol/Weichsel. Anhand der 
Ammonitenfaunen werden die paläobiogeographischen Be- 
ziehungen zwischen borealer und Tethys-Faunenprovinz 
und die Einflüsse beider FaunenprovLnzen auf das zentraleu- 
ropäische Becken diskutiert. 



INTRODUCTION 



The area of the Central Polish Uplands belongs to the 
south-eastern marginal parts of the Central European Basin. 
This marginal nature resulted from an elevated zone along the 
northem outskirts of the Alpino-Carpathian geosyncline. In 



R. MARCINOWSKI, A. Radwanski, Institute ofGeology, Univer- 
sity of Warsaw, AI. Zwirki-i-Wigury 93, PL-02-089 Warszawa, 
Poland. 



Poland this zone has commonly been regarded as a more or 
less hypothetical meta-Carpathian arch. During Mesozoic 
time it temporarily separated the Carpathian flysch geosyn- 
cline from the epicontinental basins to the north. In the Early 
Albian parts of the meta-Carpathian arch had been uplifted, 
supplying coarse clastic material both to the south (towards 
the Carpathian flysch geosyncline) and to the north (onto the 
Central Poland Uplands area). The mid-Cretaceous trans- 



66 



gressive sequence has thus a primarily clastic character. It lies 
with a stratigraphic gap on the pre-Albian land topography. 
On the other hand, the morphology of the meta-Carpathian 
arch mostly resulted from the New-Kimmerian epeirogene- 
sis, which was responsible both for the tectonic tut (in the 
ränge of a few degrees) and the erosion of the Upper Jurassic 
sequence completed by the Tithonian (Volgian) decHne (Ku- 
TEK & Zeiss 1974). Consequently the investigated mid-Creta- 
ceous sequence, regardless the Neocomian sedimentary epi- 
sode funher to the north, rests upon eroded Oxfordian or 
Kimmeridgian Substrate in most of the Central Polish 
Uplands area. 



The mid-Cretaceous sequence exposed in many exposures 
in the Central Polish Uplands embraced the time interval 
from the Middle and Upper Albian to the Upper Turonian. 
Its deposition took place within the paleogeographic frames 
of the Central European Basin. It was basically controlled by 
the geotectonic development and subsidence of the Danish- 
Polish Trough to which the majority of the Polish territories 
(except the Carpathian geosyncline) have belonged during the 
post-Variscan (Alpine) tectogenic cycle. 



GEOTECTONIC SETTING AND FORMATION 
OF THE CENTRAL POLISH UPLANDS 



The development of the Danish-Polish Trough started in 
early post-Variscan time. Little is known of its Variscan Sub- 
strate which has been deeply subsided and covered by a 
6-8 km thick series of deposits, and therefore it is rarely rea- 
ched by boreholes. The trough itself was filled by a complete 
sequence of Permian (mostly Zechstein) to uppermost Creta- 
ceous deposits. The thickness is greatest along a rather narrow 
Zone which signifies the axis of the trough: Zechstein over 
1000 m, Triassic over 2000 m, Jurassic over 2000 m, Lower 
Cretaceous (Neocomian) over 500 m, and Middle and Upper 
Cretaceous over 2000 m. The Danish-Pohsh Trough - esta- 
blished along the south-western margin of the Fenno-Sarma- 
tian Shield (the Hast European Platform) - represents a peri- 
cratonic zone of the aulacogen type (Kutek & Glazek 1972; 
Radwanski 1975; Ziegler 1975). Its sedimentary sequence 
was mostly marine, and was laid down under shallow sublit- 
toral and neritic conditions. The marine intervals were inter- 
fingering with a few nonmarine series developed during the 
regressive phases connected with the Old- and New-Kimme- 
rian epeirogenesis. The latter resulted in termination of the 
Upper Jurassic marine cycle with the Purbeck and Weald se- 
ries. 

The axis of the Danish-Polish Trough parallels the south- 
western margin of the Fenno-Sarmatian Shield, and reflects a 
Zone of deeper fractures, supposedly of ritt character, both in 
the Earth crust and in the upper mantle (Guterch 1968, 
1977). A tectonic uplift along this strongly subsiding axis took 
place in the Maestrichtian (Laramide phase of the Alpine cyc- 
le), resulting in the formation of the Mid-Polish AnticUno- 
rium which divided the trough into the Szczecin-Lodz-Mie- 
chow Synclinorium, and the Danish-Polish (Gdansk-Wars- 
zawa-Lublin) Synclinorium, or Border Synclinorium (Kutek 
& Glazek 1972), for it borders the Fenno-Sarmatian Shield. 
In this synclinorial zone, comprising the Danish Embayment 
area sensu Larsen (1966), the regressive seacontinued aslate 
as the Upper Danian (Hansen 1970); the stage is represented 
by marine deposits in this zone, both in Denmark and in Po- 
land. The elevated zone of the Mid-Polish Anticlinorium cor- 
responds in Denmark to the Ringkobing-Fyn-High (Larsen 
1966; Christensen 1976). 

The direction of the axis of the Mid-Polish Anticlinorium 
determines only the zone of maximum subsidence of the ba- 



sin, whilst the facies distribution and paleogeographic trends 
during the Mesozoic marine invasions were controlled by a la- 
titudinal direction of the Central European Basin. This is cle- 
arly shown by successive, eastwardly extending transgres- 
sions of the Zechstein, Triassic (Rot-Muschelkalk), Lower 
Jurassic (Pliensbachian and Lower Toarcian only), Middle 
and Upper Jurassic, Neocomian (Valanginian and Hauteri- 
vian), and finally of the Albian/Cenomanian tili the Danian. 
The southward extent of some deposits seems to have been 
controlled by that very direction, e. g. in Liassic alluvial or in- 
tertidal series, Neocomian transgression, and (Kutek & Gla- 
zek 1972, fig. 12) in the first stages of the Albian transgres- 
sion. 

The Holy Gross Mts belong also to the axial zone of the 
Danish-Polish Trough. Their Variscan core has been exposed 
by erosion which followed their maximal uplift. This latter 
has been caused not only by the Laramide uplift of the Mid- 
Polish Anticlinorium, - which was insufficient to expose the 
Variscan series for at least ca. 3 km of Mesozoic deposits had 
to be removed, - but also by another uplift, the circum-Car- 
pathian one. The intersection of the two uplift zones resulted 
in successive processes of elevation and degradation that fi- 
nally led to the denudation of Paleozoic basement of the Holy 
Gross Mts. The restored cross-sections through the Holy 
Gross region during Mesozoic time (Kutek & Glazek 1972, 
figs. 5 and 6) evidently show that neither a land nor a subma- 
rine ridge existed at that time: the Variscan orogenic belt of 
the Holy Gross Mts had strongly been subducted along the 
Danish-Polish Trough. 

The uplift of the circum-Carpathian zone at the northern 
margin of the Fore-Carpathian Miocene Depression was an 
isostatic response to the subsidence of the Depression. This 
uplift is responsible for the formation of the Central Polish 
Uplands, a hilly belt that repeats the outline of the Garpa- 
thians and their foredeep (fig. 1). The zone of the Central Po- 
lish Uplands embraces from the west successively: Upper Si- 
lesia, Polish Jura (with Cracow Upland as its southernmost 
part), Miechow Upland, Holy Gross Mts, and finally the Lu- 
bün Upland situated at the eastern end of the zone. 

Due to the Laramide uplift and the subsequent erosion, the 
mid-Cretaceous transgressive deposits appeared at the surface 
along the Central Polish Uplands. The numerous exposures 



67 








\ ^WÄRSAW 
>^POLlSH((y> Xv 

KIELCEO HCMVI^ tb 'VOC^ 



INNER-SUDETIC 
BASIN 



-NYSA '", 
GRABEN ^ 



>OUBCZYCE KATOWICE ^ öMIECHO^^^CARPATH I AN 



US «^CRACCW 



DEPRESSION 




/ 



-TATRA MTS 



Fig. 1. Tectonic sketch-map of Poland (without Quaternary and continental Tertiary cover), to show 
geotectonic setting of the Central Polish Uplands; areas of Cretaceous deposits under the Quaternary and 
Continental Tertiary cover are stippled; axial zones of the main Laramide tectonic units are indicated. 
Within the Central Polish Uplands indicated are: US - Upper Silesia, PJ - Polish Jura; CU - Cracow 
Upland (southernmost part of the Polish Jura); MU -Miechow Upland; HCM -Holy Cross Mountains; 
LU - Lublin Upland. 

Within the Fore-Carpathian Depression, its southern margin is delimited by the Carpathian overthursts, 
whilst the northern margin is taken as the extent of shoreline of the Middle Miocene (Badenian) sea. 
Broken lines labelled FS Shield indicate a generalized outline of stähle margins of the Fenno-Sarmatian 
Shield ("Tornquist Line"), seismically recognizable within the basement of the Danish-Polish Trough. 
Abbreviated are the names of localities discussed in the text: A - Annopol-on-Vistula; B - Biala Gora near 
Tomaszow; C - Mt. Chelmowa near Przedborz; S - Mt. Zajecza at Skotniki near Busko; Bs - Bystrzyca 
near Lublin; L - Lebork near Gdansk. 



68 



have been investigated for a long time (Samsonowicz 1925; 
Marcinowski 1974) and supplied rieh and stratigraphically 
important ammonites and belemnites (pls. 4-7), other inver- 
tebrates (pl. 3) and vertebrates (pl. 8). All these fossils, often 
obscured by phosphatization, allow to recognize the Conden- 
sed nature of the mid-Cretaceous sequence. 

The Polish Jura and the Holy Gross Mts are the most re- 
presentative regions. The other parts of the Central Polish 
Uplands do not offer sufficient informations about the mid- 
Cretaceous events : Upper Silesia has been stripped of the Cre- 
taceous cover; Miechow Upland belongs to the synclinorial 
Zone (Szczecin-Lodz-Miechow Synclinorium) with Upper 
Cretaceous deposits still at the surface, just as well as the Lu- 
blin Upland (Border Synclinorium), except of its western- 
most tips (the famous exposures at Annopol-on-Vistula) 
which are included into the following description of the Holy 
Gross area. 

The stratigraphic subdivision of the investigated mid-Gre- 
taceous transgressive sequence is based on ammonites and 
inoceramids (table 1; Marcinowski 1974, 1975, 1980). This 
sequence ends with the Inoceramus costellatus Zone, the Up- 
per boundary of which is regarded as identical with that of the 
Turonian. The Inoceramus schloenbachi Zone is included 
into the Coniacian (Seibertz 1979; Naidin 1981). 

The mid-Cretaceous of the other parts of the Danish-Polish 
Trough, north of the Central Polish Uplands, is known only 
by boreholes. The transgressive deposits are developed in a 
more or less similar array (Cieslinski 1976), although the 
thickness of deposits is generally greater, especially along the 
a.xial Zone of the trough (Kutek & Glazek 1972; Cieslinski 
1976). 



B 
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H 

O 


Ol 

P. 


Inoceramus costellatus 


0) 
H 

s 


Inoceramus lamarcki 




Inoceramus lafciatus 


s. 

M 

S 

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ü 


fl> 

p- 


Sciponoceras gracile 
Eucalycoceras pentagonum 


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Acanthoceras jukesbrovmei 
Turrilites acutus 
T\irrllites costatus 


n 
a> 

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Mantelllceras ex gr. dixoni 
Mantelliceras saxbii 
Neostlingoceras carcitanense 


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M 

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< 


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p. 

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ö 


Stoliczkaia dispar 
Mortoniceras in^latum 


0) 

•ö 

•H 

s 


Euhoplites lautus 

Euhoplites loricatus 
Hoplites dentatus 



Table 1. Stratigraphic subdivision of the mid-Cretaceous transgres- 
sive sequence in the Central Polish Uplands. 



POLISH JURA 



The Polish Jura shows the mid-Cretaceous transgressive 
sequence (Marcinowski 1970, 1972, 1974; Glazek, Marci- 
nowski & Wierzbowski 1971; Marcinowski & Szulczewski 
1972; Marcinowski & Wierzbowski 1975; Marcinowski & 
Radwanski 1979) accessible either in natural exposures (pl. 1 ) 
or in numerous quarries (Upper Jurassic limestones) and 
sand-pits (pl. 2, fig. 1-3). The sequence is generally thinning 
and wedging out to the south (fig. 4) and has its maximum in 
the north. 

The Upper (possibly including uppermost Middle Albian) 
Albian deposits are composed of non calcareous, glauconitic 
sands, locally cross-bedded (pl. 2, fig. 2a-2b), which contain 
lenticular or irregulär bodies of siliceous and quartzitic sand- 
stones with a specific bivalve fauna: Inoceramus concentricus 
Parkinson, /. anglicus Woods, /. anglicus-crippsi m. f., and 
Aucellina gryphaeoides (Sowerby). The thickness varies from 
50-40 m to dependent upon the topography of the underly- 
ing Upper Jurassic (figs. 2-^). The latter are mostly massive, 
butten limestones in which the New-Kimmerian tilt is not 
discernible. 

The Genomanian is developed as marly sands and sandsto- 
nes in the northem region, and coarse-grained sands or gra- 
velstones in the south. In both cases, it usually contains rieh 
assemblages of diverse fossils, glauconite, and phosphatic no- 
dules. In the southern region (Cracow Upland) it often rests 



with abrasion surfaces directly upon the Upper Jurassic; the 
Jurassic limestones are bored by various rock-borers, the 
marls are sculptured by gregarious burrowers (Glazek, Mar- 
cinowski & Wierzbowski 1971 ; Marcinowski & Wierzbowski 
1975). The thickness reaches 2 m, whereas in the north it ran- 
ges from 3 to 9 m. The rieh ammonite fauna that comprises 
i. a. Sciponoceras baculoide (Mantell), Hypoturrilites gra- 
vesianus (d'Orbigny), H. tuberculatus (Bosc), Mariella le- 
wesiensis (Späth), Turrilites costatus Lamarck, T. acutus 
Passv, Scaphites obliquus (Sowerby) S. equalis Sowerby, 
Hyphoplites campichei Späth, H. falcatus (Mantell), 
Schloenbachia varians (Sowerby), S. coupei (Brongniart), 
S. cf. lymense (Späth), Mantelliceras tuberculatum (Man- 
tell), M. saxbii (Sharpe), M. ex gr. dixoni Späth, Calycoce- 
ras äff. lotzei Wiedmann, Acanthoceras sp., evidences the 
whole Genomanian. Its strong condensation, apart from the 
often mixed faunas, obscures the zonal boundaries in some 
sections. All fossils are more or less phosphatized, especially 
the ammonites, whilst the non-ammonite fauna (Marci- 
nowski 1974; Maczynska 1977) is often also glauconitized. In 
the less Condensed sections, it has been shown that Actinoca- 
max primus Arkhangelsky and yl. p/e««s (Blainville) coe- 
xist inonebed(unit 2f, Glanow; see fig. 3), obviously below 
the first occurrence of Inoceramus labiatus Schlotheim 
(Marcinowski 1972, 1974). 



69 







Fig. 2. Diagrammatic section of the mid-Cretaceous transgressive sequence near Mokrzesz in the Polish 

Jura (cf. fig. 4), to show overlapping of particular members and their relation to the Upper Jurassic Substrate 

(Oxfordian butten limestones, j3Ws): Ka +2-3 - uppermost Middle or Upper Albian; Kaj- Upper Albian; 

Kci_2/&3i - Lower and Middle, locally also Upper Cenomanian; Kc, - Upper Cenomanian; Kti - Lower 

Turonian. 

/ - Sandstones; 2 - sands; J - graveis; 4 gaizes; 5 - layered limestones; 6 - phosphatic nodules; 7 - bur- 

rows Ophiomorpha nodosa LUNDGREN. 



At the Cenomanian/Turonian boundary a synsedimentary 
block-faulting caused (particularly in the Cracow Upland) 
depressing or uplifting of particular regions. The changes in 
seafloor topography and associated disturbances in Sedimen- 
tation lasted until the tectonic lull at the Late Turonian 
(fig- 4). 

The subdivision of the Turonian sequence is tripartite: the 
Lower Turonian comprises the /. labiatui Zone, the Middle 
- the /. latnarcki and the Upper the /. costellatus Zones. In 
the northern region, it continues from the Cenomanian and is 
developed as limestones (1.5-2.7 m thick), sandy at their 
base. In the Cracow Upland, sandy or pebbly limestones 
(0-1 1 m) either truncate the older mid-Cretaceous deposits, 
or encroach directly on the Upper Jurassic (fig. 4). At the top 
of the sequence, a hardground, locally associated with 
stromatolites, indicates a high-energy, shallow subtidal envi- 
ronment (Marcinowski & Szulczewski 1972). A regional hia- 
tus, resulting from submarine non-deposition above the 
hardground and/or stromatolites, ranges from the Upper Tu- 
ronian to the Lower Campanian in the north, and the upper- 
most Turonian to the Santonian at the city of Cracow itself . 
The basal Santonian deposits are sandy glauconitic marlstones 
(marly greensand) with small phosphatic nodules and a diver- 
sified fauna. 

The area of the Polish Jura is thought to have been a subma- 
rine swell during the mid-Cretaceous transgression (Marci- 
NOwsKi 1974) due to the presence of stratigraphic gaps, abra- 
sion and condensation phenomena. It was caused by Subher- 
cy nian tectonic movements which are responsible for an uplift 
of this area during Middle and early Upper Cretaceous time. 
This swell, called here the Polish Jura Swell, was moreor 
less parallel to the axial zone of the Danish-Polish Trough. 

The Polish Jura Swell was separating the Miechow and the 
Holy Gross areas to the east from the Opole area in the Sude- 



Sucha Glanöw 



Wielkanoc 




Fig. 3. Relation of the mid-Cretaceous transgressive sequence to 
the Upper Jurassic Substrate (butten - JjWj or platy limestones — 
JjWp; numbers of beds the same as in Marcinowski 1974) near Gla- 
nöw (cf. fig. 4 and pl. lA-D) and neighbouring iocality Sucha (cf. 
pl. 2, Figs. 2a-b) in the Polish Jura. 

/ - sands with sandstone lenses, locally cross-bedded ; 2 - sandy gra- 
velstones; 3 - marly sandstones; 4 - limestones. 



70 



tic Foreland to the west. Beginning dunng the Cenomanian, 
the subsidence of the Holy Gross area (Kutek & Glazek 1972 ; 
Hakenberg 1978), and the Opole area (Alexandrowicz & 
Radwan 1973), was remarkably stronger, thanalongtheswell 
and resulted in increasing thicknesses of deposits (fig. 5). This 
stronger subsidence was presumably compensated by an al- 
most persistent upÜft of the swell, which during Upper Turo- 
nian to Santonian time became the most elevated zone within 
the southern margins of the Central European Basin in Po- 
land. 



To the Polish Jura Swell probably the Upper Silesia region 
or at least its eastern parts belonged during the discussed Up- 
per Cretaceous time. Its Middle and Upper Cretaceous cover 
has completely been removed by the post-Laramide erosion. 
The only present-day remnants are all situated further to the 
west, within the subsiding zone of the Opole and Glubczyce 
(Leobschütz) areas (Roemer 1870; Ai.exandrowicz & Rad- 
wan 1973). 



P L I S W 



JURA 



D 



N 
t/3 
O 
N 



Upper Turonian (late InocGramus costellaLus age) 



CRACOW UPLAND 



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Li Cenomanian/Turonian junction 

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. sea level 



jA_'i^ 



B 



laLe Middle Cenomanian 



I I 

., sea level 



I 



I I 



..j .- i}'i^ 





Fig. 4. Idealized successive stages (A-D) of development of themid-Cretaceous transgressivesequencein 
the Polish Jura (lithology the same as in figs. 2-3). 



71 



Opole 

SANTONIAN ("° ^^^^"^ 



PollshJura |_ioly 
Swell Gross MLs 

SV margin 

131 



60m 




CONACIAN 






TURONIAN 



-l-l- 




- 1 ^ 1 V 


•l-l- 


-l-l- 


- - 


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■ l-l^ 


vl-N 


1 


-l-^l- 


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' - - 



C^NOHANIAN 



E:-ii ' 



UDPtPALBIAN 



(no üGposiLs) 



■ • • . 1 I I - 1 - M ^ EEB^ EEH^ 



- I '> i's. 



Fig. 5. Comparative diagram of subsidence and uplift during the successive mid-Cretaceous und Upper 
Cretaceous stages in the Polish Jura Swell and adjacent regions of Opole and of the Holy Gross Mts (cf. 
fig. 1); detailed explanation in the text. 
/ - sands and sandstones; 2 - limestones and marls; J - spongiolites and gaizes; 4 - siliceous marls. 



HOLY GROSS MOUNTAINS 



In the Holy Gross Mts, the mid-Cretaceous transgressive 
sequence is locally exposed along the so-called Mesozoic 
margins of the Paleozoic core. Maximum thickness occurs in 
the north-westem region, where it rests upon the deposits of 
the short-lasting Neocomian trangression (Berriasian tili 
Hauterivian). There itbegins with athickseries(upto 140 m) 
of unfossiliferous, kaolinitic sands (the Biala-Gora Sands) de- 
posited under shallow subtidal conditions (Marcinowski & 
Rudowski 1980). These sands continue to the north within the 
Szczecin-Lodz Synclinorium as far as the city of Lodz (Sam- 
soNOWicz 1948). To the south, the sands or their upperpart at 
least, laterally pass into limonitic sands and sandstones, lo- 
cally (at Mt. Chelmowa near Przedborz) containing moulds 
of large ammonites, Anahoplites ssp., Callihoplites patella 
Späth, C. auritus (Sowerby), C. variabilis Späth, Mortoni- 
ceras inßatum (Sowerby), M. pricei Späth, indicative of the 



low-Upper Albian auritus Subzone of the Mortoniceras in- 
ßatum Zone (Chlebowski, Hakenberg & Marcinowski 
1978). 

Further to the south along the south-western Mesozoic 
margin, the thickness of PMiddle and Upper Albian sandy de- 
posits gradually decreases, and finally they vanish completely 
(Hakenberg 1969, 1978). On the other hand, the gaizes with 
Neohibolites minimus (Miller) and (20 m above) with N. ul- 
timus (d'Orb.) (seeSPAETH 1971 for taxonomy), whichoverlie 
the Biala-Gora Sands, change in this direction into glauconitic 
sands or friable sandstones with detritus of inoceramid shells, 
smail phosphatic nodules, and (Radwanski 1968, 1969b) nu- 
merous shark teeth associated with those of reptiles. 

The southernmost exposure along that zone, just within the 
shorezone of the Fore-Garpathian Depression, viz. Mt. Za- 



71 




E3i 



^3 



94 



-yry-l 



Fig. 6. Detailed section of the mid-Cretaceous transgressive se- 
quence at Annopol-on-Vistula in the Holy Gross sedimentary area. 
/ -sands;2 -quartzitic sandstones; J -sandy glauconiticmarls; 4 - 
limestones; 5 - phosphatic nodules and phosphorites; 6 - hard- 
grounds. 



jecza at Skotniki near Busko shows (Radwanski 1969a) hea- 
vily glauconitic sandstones, pebbly and more compact at the 
bottom, which rest upon a fissured and locally glauconitized 
abrasion surface cutting Kimmeridgian limestones. In this ex- 
posure the New-Kimmerian angular unconformity is well vi- 
sible (pl. 2, fig. 4). This is the only outcrop in which the re- 
gional tilting is recognizable. The glauconitic sands (about 
1.5 m) containing commonly Neohiholites ultimus (d'Orb.) 
and ubiquitous fish bones and teeth (Radwanski 1968), pass 
upwardly into white, chalky siliceous marls with flintstone 
bands of Turonian age. 

The New-Kimmerian regional tilting withm the south-we- 
stern Mesozoic margins of the Holy Gross Mts and subse- 
quent erosion resulted in a truncation of the Upper Jurassic 
(Kimmeridgian-Tithonian) Substrate. It remained more ele- 



vated to the south, and consequently, in the overlapping of 
successive deposits of the mid-Cretaceous cycle. Within the 
exposures no details of land topography have been recogni- 
zed. On the other band, the mid-Cretaceous Sedimentation 
has not been disturbed either by synsedimentary tectonics 
and/or sedimentary gaps. 

Along the nonh-eastem Mesozoic margins of the Holy 
Gross Mts, the mid-Gretaceous sandy deposits are distributed 
more uniformly, slightly thinning to the south, but contai- 
ning Middle/Upper Albian and Genomanian ammonites 
(CiESLiNSKi 1959, 1976; Marcinowski 1980). 

The famous locality Annopol-on-Vistula belongs to this 
sedimentary area (see Samsonowicz 1925, 1934; Gieslinski 
1959, 1976; Marcinowski 1980). The sections are well expo- 
sed along both Vistula embankments, and in an Underground 



73 



mine (now abandoned, with poor phosphatic ore). They indi- 
cate a brachyanticline of Annopol which - situated on the 
right edge of the Vistula - lies geographically in the Lublin 
Upland. 

At Annopol-on-VistuIa Mid-Albian to Lower Turonian 
Sandy or marly-sandy deposits are exposed (fig. 6), evidently 
Condensed in relation to those outside the Annopol anticHne 
(CiESLiNSKi 1976). The poorly glauconitic Albian sands rest 
upon Kimmeridgian limestones, and are overlain by locally 
quartzitic sandstones, (unit A3, fig. 6), with Hoplites (Ischo- 
plites) sp. {= Anahoplites cf. praecox Späth of Cieslinski, 
1959) indicative of the eodentatus Subzone of the Hoplites 
dentatus Zone (Owen 1971). The sands are capped by the 
phosphorite bed; it is about 40 cm in average, but locally ran- 
ging from nil to some 90 cm, and composed of irregulär 
phosphatic lumps, usually larger and cemented into coke-like 
bodies in the lower part of this sandy bed (unit v4 5_7, fig. 6), 
and smaller and dispersed in more marly and glauconitic ma- 
trix in the upper part (unit A^, fig. 6). 

The nature of these phosphorites is similar to that of intra- 
formational breccias: a laminated phosphatic sediment, pos- 
sibly concretionary in parts, has been crushed into pieces or 
lumps and has been reworked by hydrodynamic agents, and 
mixed up with abundant organic remains, pieces of com- 
monly bored wood and diverse invertebrates, associated with 
bony material of fishes and reptiles (Samsonowicz 1925, 1934; 
Cieslinski 1959; Radwanski 1968; Collins 1969). All these 
fossils are more or less phosphatized, some of the worn, glau- 
conitized or encrusted by various epizoans, mostly serpulids; 
they occur either within the phosphatic lumps or among 
them. Reworking and redeposition, recognizable also in am- 
monite moulds (Samsonowicz 1925), evidence the condensa- 
tion that comprises the ammonite zones of almost the whole 
Middle and the lower part of the Upper Albian (fig. 6). The 
ammonite assemblage (Cieslinski 1959; Marcinowski 1980), 



regardless the species previously listed (Samsonowicz 1925, 
1934) but never described or illustrated and now lost, contains 
Hoplites dentatus dentatus (Sow.), H. dentatus rohustus 
Späth, H. escragnolensis Späth, H. latesulcatus Späth, 
H. vectensis Späth, Anahoplites cf. fittoni (d'Archiac), 
Euhoplites cf. ochetonatus (Seeley), E. cf. boloniensis 
Späth, and Mortoniceras cf. inßatum (Sow.). The species 
Stoliczkaia cf. notha (Seeley) reported by Cieslinski (1959) 
from the upper part of the phosphatic bed (unit A^, fig. 6) 
evidences the topmost zone of the Upper Albian. 

Overlying the Middle to Upper Albian phosphorites are 
Cenomanian sandy glauconitic marls, still containing pho- 
sphatic bodies and diverse, more or less phosphatized fossils. 
Mariella cenomanensis (Schlüter), M. essenensis (Geinetz), 
Turrilites costatus Lamarck, Neostlingoceras carcitanense 
(Matheron), Mantelliceras tuberculatum (Mantell), 
M. saxbii (Sharpe), Schloenbachia varians (Sowerby), 
5. coupei (Brongniart), and Calycoceras gentoni (Bron- 
gniart) indicate the Condensed nature of the deposits (about 
1.8 m) representing the whole Lower and part of the Middle 
Cenomanian (Marcinowski 1980). In their upper part about 
1.7-1.8 m above the Albian/Cenomanian boundary, a bank 
of larger phosphatic concretions developed. Most of the con- 
cretions are gradually harder towards their tops, at the level of 
which they are flattened and glauconitized, displaying the na- 
ture of the hardground. A stratigraphic gap at the hardground 
comprises probably the whole Acanthoceras jukesbrownei 
Zone. The Upper Cenomanian deposits (about 0.5 m) with 
Schloenbachia lymensis Späth and Aainocamax plenus 
(Blainville) continue into those of the Lower Turonian Ino- 
ceramus labiatus Zone. The latter is also Condensed (0.6 m), 
in its lower part truncated by another hardground. The facies 
changes into limestones just above the hardground; this ter- 
minates the development of the mid-Cretaceous transgressive 
sequence. 



DEVELOPMENT OF THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE 



The mid-Cretaceous transgression overwhelmed the Cen- 
tral Polish Uplands quickly but not violently. The land mor- 
phology of the Upper Jurassic Substrate has been preserved 
therefore, and not destroyed by progressing abrasion. The 
weathered waste probably has been completely removed 
prior to the transgression; its remains, mostly the flint nodu- 
les from the Oxfordian butten limestones, have been entrap- 
ped locally within depressions. Some of them (e. g. near 
Mokrzesz, fig. 2), might have reflected the karst morphology 
of the butten limestones. The allochthonous quartz sands, not - 
withstanding their local cross-bedding, indicate an uniform 
Sedimentation throughout the larger pans of the Polish Jura 
and northern parts of the Holy Cross region. Deposition of 
sand bodies was gradually embracing higher and higher parts 
of the substratal elevations, and filling up particular depres- 
sions (fig. 4). The sequence of sandy deposits is thought to 
represent an one-cycle filling of the land morphology inunda- 
ted during the first attack of the mid-Cretaceous transgres- 
sion. The sequence is terminated either by layers containing 
Ophiomorpha nodosa Lundgren burrows (fig. 2) attributa- 



ble to the inter- and shallow subtidal (Weimer & Hoyt 1964; 
Radwanski 1970), or by widespread erosive Channels (pl. 2, 
fig. 2a-2b) comparable to those formed at present time under 
shallow subtidal or even intertidal conditions. The discussed 
part of the basin became then filled by Sediments almost to 
sea level. 

The time of the transgression is generally regarded as 
Middle Albian. It is recognized precisely at Annopol-on-Vi- 
stula only, where the eodentatus Subzone of the Hoplites 
dentatus Zone is evidenced. Arbitrarily, the underlying 
poorly glauconitic sands are also included into that zone. In 
the Polish Jura an inoceramid fauna with Inoceramus concen- 
tricus, I. anglicus and /. anglicus-crippsi is indicative of Up- 
per Albian age, near the Albian/Cenomanian boundary. This 
inoceramid fauna appears in the upper part of the sands. The 
lower part of the sands is therefore arbitrarily included into 
the same time interval, with a possible extent down to the up- 
permost Middle Albian or even to the Hoplites dentatus 
Zone. When appears that the Polish Jura deposition is not so 
old, it will be consequently evident that the mid-Cretaceous 



74 



transgression has reached the north-eastern Holy Gross re- 
gion earlier than that of the Polish Jura. In such a way, the 
subsidence along the axial zone of the Danish-Pohsh Trough 
should be postulated as a factor which could control the first 
advance of the mid-Cretaceous transgression. 

A poor fauna in Upper Albian sandy deposits of the Pohsh 
Jura, represented by inoceramids and sihceous sponges 
(Marcinowski 1974;Malecki 1979)seems to bediagenetically 
devoid of any aragonitic and thin-shelled calcitic remains. A 
diversified Hfe at that time however is indicated by moulds of 
rock-borers of many taxonomic groups preserved in sihceous 
concretions. Their calcareous cores have been dissolved du- 
ring diagenesis (Marcinowski 1974, pl. 17, fig. 9). 

A comparably rieh fauna from Annopol-on-Vistula resi- 
sted dissolution due to its earher, more or less advanced phos- 
phatization. The phosphorites themselves indicate strongly 
activity of hydrodynamic agents and both sedimentary and 
stratigraphic condensation. It was commonly postulated that 
the Annopol area (later the Laramide anticline of Annopol) 
was rising and forming a submarine high, the Annopol 
Swell (the Vistula Threshold of Cieslinski 1976), which be- 
came responsible for sedimentary disturbances and formation 
of the phosphorites already at the first stages of the mid-Cre- 
taceous transgression. 

The further extent of the mid-Cretaceous transgression is 
generally regarded as a result of further advance of the sea over 
the European continent. In the marginal parts of the Central 
European Basin it might have been caused, also by a rise of 
waters expelled from the basinal frames by the bulk of Upper 
Albian Sediments deposited within these frames. In any case, 
the Cenomanian shallow marine Sedimentation was very 
slow, with noticeable signs of further condensation associated 
with phosphatization, glauconitization, and reworking 
(figs. 3 and 6). All these processes refer to the Lower and to a 
part or to the whole Middle Cenomanian. In the best known 
section at Annopol-on-Vistula, these processes resulted in the 
formation of a hardground foUowed by a Hiatus probably cor- 
responding to the Acanthocera^ jukesbrownei Zone (fig. 6). 
In the Polish Jura, especially in the Cracow Upland, the al- 
lochthonous clastic material became coarser and sandy gravel- 
stones appearedeitherabove the Albian sands (pl. 2, fig. l)or 
directly upon the Upper Jurassic Substrate (pl. lA-D). 

The Upper Cenomanian deposits were laid down under 
shallow marine conditions, indicated by burrows Ophiomor- 
pha nodosa Lundgren, present throughout some sections 
(fig. 2). In other sections this time interval is represented by 
gravelstones (fig. 3 and pl. lA-D) or sands. None of these 
deposits gives evidence for a deepening of marine basins reco- 
gnized (Hart & Tarling, 1974) in the panglobal scale. It 
seems that this panglobal phenomenon did not affect the mar- 
ginal parts of the Central European Basin, presumably resul- 
ting by a first tectonic uplift within the Polish Jura basement 
(fig- 5). 



All the Upper Cenomanian deposits record either a consi- 
derable decrease or an almost total absence of macrofossils 
(Marcinowski 1980). This panglobal phenomenon, observed 
in North America and during deep-sea drilling in the North 
Atlantic and the Pacific, is referred (Hart & Tarling 1974) to 
the above-mentioned deepening of Late Cenomanian basins 
which effected a change in phytoplanktic productivity and 
calcium carbonate deposition after the mid-Cenomanian 
non-deposition. However, because this panglobal event has 
neither influenced the investigated region nor some others 
from epicontinental areas outside the Central European Ba- 
sin, it was claimed (Marcinowski 1980) that another reason 
should be taken into account when discussing the obvious de- 
crease of macrofossils. This may be a greater supply of diverse 
chemical Compounds, both organic and anorganic, to the se- 
dimentary basins from hinterlands and connected with the 
progressing transgression which reaches its maximum during 
the early Turonian (Hancock 1975; Rawson & al. 1978; 
Hancock & Kauffman 1979). Such a supply could probably 
induce a temporary change in water chemistry of epicontinen- 
tal seas, detrimental to some organisms which, in turn, could 
disturb the trophic chains and cause a rapid decrease in macro- 
faunal density (Marcinowski 1980). 

At the Cenomanian/Turonian boundary, the conditions 
within the Central Polish Uplands were locally disturbed by 
further Subhercynian tectonic activities. The movements be- 
came intense especially within the Cracow Upland (fig. 4), 
and the tectonic unrest lasted until the Santonian. In the Cra- 
cow Upland it primarily resulted in a repeated abrasion of ol- 
der mid-Cretaceous deposits, and consequently either in the 
formation of an abrasion surface within Turonian deposits 
(Ai.EXANDROWicz 1954), or in deposition of thin Turonian 
strata directly upon the Upper Jurassic Substrate within some 
of the tectonic blocks (fig. 4 and pl. 2, fig. 3). 

In the northern part of the Polish Jura the tectonic unrest 
resulted in discontinuities associated with small neptunian 
dykes or with stromatohtes within the Inoceramus lamarcki 
and Inoceramus costellatus Zones (Marcinowski & Szulc- 
ZEwsKi 1972; Marcinowski 1974), the top of which is often a 
hardground. Overlying marls of Santonian or Lower Cam- 
panian age prove a remarkably longlasting period of subma- 
rine non-deposition which presumably correspond to tecto- 
nic lull of the whole area of the Polish Jura. In the Holy Cross 
sedimentary area tectonic unrest is recognizable only within 
the Inoceramus labiatus Zone: the overlying deposits display 
greater thicknesses and a continuous Sedimentation until the 
top of the Upper Cretaceous sequence (Pozaryski 1938). The 
only hitherto recognized disturbance appears in the Lower 
Sa-ntoms-n Actinocamax westfalico-granulatus Zone when the 
sihceous marls became glauconitic with small phosphatic no- 
dules (level e of Pozaryski 1938), and submarine slumping 
developed (Radwanski 1960). These both features are thought 
to be the distant effects of much greater disturbances within 
the Pohsh Jura Swell. 



75 



AMMONITE BIOGEOGRAPHY 



The ammonite faunas of the mid-Cretaceous transgressive 
sequence are autochthonous in all the investigated sections of 
the Central Polish Uplands. Any significant transportation of 
Shells is denied by their State of preservation even in areas 
showing a considerable stratigraphic condensation (Jazwiny, 
Mokrzesz, Glanow) or combined wich evident reworking 
(e. g., Annopol-on-Vistula). Since a far-distant post mor- 
tem drift can be excluded, it is apparent that the recognized 
ammonites display their biogeographical provenances. 

The relatively poor Middle and Upper Albian ammonite as- 
semblage from the Condensed deposits of Annopol-on-Vi- 
stula as well as the Upper Albian assemblage from Mt. Chel- 
mowa near Przedborz are dominated by representatives of the 
family Hoplitidae. Thus their affinities to the Boreal Hoplitid 
Faunal Province is obvious. It is noteworthy that within the 
Middle and low-Upper Albian Condensed deposits of the 
high-tatric zone in the Tatra Mts (Passendorfer 1930) the ab- 
undant representatives of Phylloceratidae, Lytoceratidae, 
Gaudryceratidae, and Desmoceratidae, are associated with 
fairly common Hoplitidae. The Boreal influences were sprea- 
ding far into the Tethyan realm extending south of the Central 
Polish Uplands areas. 



All the invastigated Tower to Middle Cenomanian ammo- 
nite assemblages of the Central Polish Uplands are more or 
less uniform. They are dominated by representatives of the 
boreal genus Schloenbachia associated with heteromorphs. 
They are indicative of nearshore to offshore environments of 
moderate depths; the life habitats are comparable to those oc- 
cupied by the ammonite groups A and B of Tanabe & al. 
(1978, fig. 10; Marcinowski 1980; 311-312). 

The boreal nature of the Albian-Cenomanian ammonite 
faunas is recognizable also for the Sub-Hercynian Basin in 
Germany, and for Podolia, Southwestern Crimea Highland, 
Dagestan Caucasus, Mangyshlak and Kopet-Dag in the So- 
viet Union (Marcinowski 1980). Boreal affinities are moreo- 
ver displayed by a Lower Cenomanian ammonite fauna from 
Esfahan in Iran (Kennedy & al. 1979). Consequently it is con- 
cluded that at Early to Middle Cenomanian times the sout- 
hern boundaries of the Boreal Realm were extended to the 
south as far as the Zagros tectonic line which makes up the 
northeastem limit of the Arabian Platform (Kennedy & al. 
1979; Marcinowski 1980). Contrary the Tethyan influence 
into the Central European Basin were surprisingly weaker at 
these times (Samsonowicz 1925; Marcinowski 1974). 



COMPARATIVE REMARKS ON THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE 



The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Central 
Polish Uplands is generally regarded as confined to the mar- 
ginal parts of the Central European Basin. The geotectonic 
structure and their topography controlled the development of 
the transgressive sequence both in the terms of paleogeogra- 
phical limits of the marine invasion, source of supply of clastic 
material, as wellasof synsedimentary tectonics. The sequence 
is therefore not unique. It bears some evident resemblances to 
those formed in other regions under similar geotectonic con- 
ditions either within the frames of the Central European Basin 
or outside. Within the frames of the Central European Basin 
such conditions existed for instance in the Rhenish Massif in 
Germany, or in the island of Bomholm in Denmark. Outside 
these frames they are recognizable in Podolia in the Soviet 
Union, or in the Tatra Mountains in southernmost Poland 
and adjacent parts of Czechoslovakia. On the other band 
marginal parts of the Central European Basin which under- 
went a different geotectonic evolution, - even if situated near 
the Central Polish Uplands (e. g. the Sudetes)-showa diffe- 
rent pattem of the mid-Cretaceous events. All these regions 
will shortly be discussed and compared in the following re- 
view. 



RHENISH MASSIF 

The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Rhenish 
Massif (southern flank of the Münster basin) comprises Ce- 
nomanian clastic deposits, overlapping the Albian of the 
Münster basin and encroaching onto the Variscan Substrate 



(Hancock, Kennedy & Klaumann 1972). This is the classical 
area where the mid-Cretaceous littoral structures have firstly 
been recognized by Kahrs (1927). The sequence is highly 
Condensed, with the Middle Cenomanian probably missing. 
It yields excellently preserved faunas in protected pockets of 
the Substrate, e. g. the famous fauna of Kassenberg at Mül- 
heim-Broich (Kahrs 1927; Hancock, Kennedy & Klaumann 
1972; Wiedmann & Schneider 1979). The rieh ammonite as- 
semblage shows some unique taphonomic (abundant juveni- 
les), paleogeographic (Indo-Madagascan species) and phylo- 
genic (occurrence of Lewesiceras) recognitions (Wiedmann & 
Schneider 1979). 



ISLAND OF BORNHOLM 

The mid-Cretaceous transgressive sequence of Bomholm 
begins with the Cenomanian basal conglomerate. It has been 
studied with regard to its transgressive/regressive cycles and 
its faunal content (Ravn & Stolley ; for review see: Birkelund 
1957; Marcinowski 1974; 204-205; Christensen 1976; Ken- 
nedy, Hancock & Christensen 1981). 

The Lower Cenomanian basal conglomerate contains 
phosphatic nodules with reworked Lower and Middle Albian 
ammonites indicative of earlier transgressive pulses; it conti- 
nues into the Arnager Greensand of Middle Cenomanian age 
(Kennedy, Hancock & Christensen 1981). Successive in the 
sequence, but with a sedimentary gap and with phosphatic 
conglomerates at the bottom is the Arnager Limestone, re- 



76 



cently recognized as Upper Coniacian. Overlying with anot- 
her sedimentary gap follows the Bavnodde Greensand of Lo- 
wer Santonian age (Birkelund 1957). 

This sequence shows a great resemblance to that of the Cra- 
cow Upland (Cenomanian basal conglomerates, fragmentary 
carbonate Sedimentation of Turonian or Coniacian age, San- 
tonian greensand) and that of Annopol-on- Vistula (reworked 
Albian fauna). The difference mostly consists in a greater 
thickness of the Bornholm sequence, although the Island lies 
within the outer zone of the Border Synclinorium and thus 
reaches the margins of the Fenno-Sarmatian Shield (Ziegler 
1975; Kennedy, Hancock & Christensen 1981). Possibly the 
block-faulting tectonics along the margins of the Fenno-Sar- 
matian Shield have been responsible for this strenger subsi- 
dence (Kennedy, Hancock & Christensen 1981 ; 210). Any- 
way, it is noteworthy that the mid-Cretaceous transgression 
entered the Bornholm area earlier (Lower Albian) than any 
part of the Central Polish Uplands. 



PODOLIA 

The region of Podolia in the Ukraine lies already on the 
Fenno-Sarmatian Shield, far outside the areas embraced by 
the Danish-Polish Trough. Nevertheless its mid-Cretaceous 
transgressive sequence (Albian deposits in local depressions, 
Cenomanian-Turonian overlapping clastics and carbonates) 
is of the same kind as that within the Central European Basin. 
The mid-Cretaceous transgression presumably encroached 
from the basLn to the east onto the stable, cratonic Substrate 
which became inudated by an epicontinental sea. 

The mid-Cretaceous transgressive sequence, first studied 
by KoKOSZYNSKA (1931), has recently been revised (Marci- 
nowski 1974: 203-204; 1980: 226-227). It Starts, in theclassi- 
cal section of Podzameczek with a greensand layer overlain by 
a few metres of glauconitic marlstones containing phosphatic 
nodules and rieh faunas. The ammonite assemblage is domi- 
nated by schloenbachids (pls. 6-7). It is of a mixed nature and 
indicates condensations throughout the Cenomanian; Con- 
densed are also overlying limestones with scarce phosphatic 
nodules which contain a mixed fauna of Cenomanian and Tu- 
ronian age (Pasternak & Gavrilishin 1977). 



TATRA MOUNTAINS 

Within the Carpathian geosyncline a unique, comparable 
mid-Cretaceous transgressive sequence appears on the 
geanticlinal elevation of the high-tatric facies-tectonic zone in 
the Tatra Mts. This sequence, well exposed both in Poland 



and Czechoslovakia, has been first recognized by Passendor- 
fer (1921, 1930). The Condensed sequence, locally with 
stromatolites, rests upon eroded and locally karstified Urgo- 
nian limestones. It Starts with dark green glauconitic limesto- 
nes containing phosphatic nodules and some exotic root-raf- 
ted pebbles. In the classical section at Mt. Giewont a rieh 
ammonite fauna (Passendorfer 1930) indicates the Hoplites 
dentatus Zone; other localities yielded diverse DouvUleiceras 
indicative presumably of an earlier transgression (Passendor- 
fer 1978). The overlying glauconitic marls contain Mortoni- 
ceras inßatum (Sow.) and Stoliczkata dispar (d'Orb.), and 
pass upwardly into deep- water Cenomanian marlstones (Pas- 
sendorfer 1930). The small belemnites from the Hoplites 
dentatus assemblage (Passendorfer 1930) have been recently 
revised by Spaeth (1971 : 58, 62) as Neohibolites minimus mi- 
nimus (Miller) and N. minimus obtusus Stolley. The am- 
monites, represented mostly by families of the Tethyan re- 
alm, need further taxonomic investigations. Wiedmann & 
DiENi (1968) recognized within Passendorfer's material some 
more taxa and established one new subspecies Kossmatella 
(Kossmatella) oosten Breistroffer passendorfer; Wiedmann 
& Dieni. 



SUDETES 

The Upper Cretaceous sequence in the Sudetes Starts with 
badly exposed and poorly known Cenomanian greensands (5 
to about 50 m). It is dominated by a repeated succession of the 
marly (Pläner) and coarse-grained sandy (Quader) facies simi- 
lar to Saxony. The classical sections have been studied by 
Beyrich, Roemer, Geinitz, Leonhard, Scupin, Ändert & 
Hantzschel, who have presented basic data on the stratigra- 
phy and fauna. The sequences (Cenomanian through to ?lo- 
wermost Santonian) differs much from that fo the Central Po- 
lish Uplands. They mostly represent fillings of intermontanic 
basins by more or less local clastic material. For the Inner-Su- 
detic basin (the Stolowe Mts = Heuscheuergebirge) the 
Owl Mts (Eulengebirge) supplied the sandy material, de- 
posited as an accumulation platform, migrating towards the 
epicontinental sea of the Bohemian Massif (Jerzykiewicz 
1966a, b; 1967). Within the Nysa graben -during the Conia- 
cian a taphrogeosyncline with remarkably thick (ca. 900 m) 
series of flysch deposits - the metamorphic massifs of the 
Eastern Sudetes (Jerzykiewicz 1971) yielded the material. It is 
thought that all these basins were generally connected with 
the Central European Basin, although their history was pri- 
marily dependent upon regional tectonic framework. Their 
sedimentary conditions and history were more similar to 
those on the Bohemian Massif than to those of any other mar- 
ginal pari of the Central European Basin. 



CONCLUSIONS 



The mid-Cretaceous transgressive sequence Starts throug- 
hout all these parts of the Central European Basin (Central 
Polish Uplands and Polish Lowland) with deposits attributa- 
ble to the Hoplites dentatus Zone. The direction of the trans- 
gression can be postulated either from the Bornholm area 



(where the Lower Albian is documented, Kennedy, Han- 
cock & Christensen 1981 ), or from the Tethyan realm via the 
Tatra palinspasthic area (as indicated by a DouvUleiceras 
fauna from the high-tatric zone; Passendorfer 1930, 1978). In 
the first case, a presumed route of the transgression should be 



77 



suggested along the axial zone of the Danish-Polish Trough, 
the zone of the greatest subsidence (Kutek & Glazek 1972; 
CiESLiNSKi 1976). It is noteworthy that this axial zone was Con- 
trolling the extent of the transgression already in the Mu- 
schelkalk (Glazek & al. 1973). In the case of an Tethyan 
spreading, it would only explain some fauna! influences 
which are much weaker in the Central Polish Uplands (Sam- 
soNOWicz 1925; Marcinowski 1974) than in the Rhenish Mas- 
sif (WiEDMANN & Schneider 1979). It is therefore concluded 
that a southward progress of the transgression from the nort- 
hem (Bornholm) regions is more probable. This explains a 
more or less uniform development of the mid-Cretaceous de- 
posits throughout the Polish Lowland and their successive 
onlap onto the Central Polish Uplands; the southern parts 
(Cracow Upland, southern Holy Cross region) purchased a 
sedimentary cover in the Cenomanian, and finally even in the 
Turonian. Anyway, a seaway through the meta-Carpathian 
arch did exist at the time of transgression, as evidenced by 
weak Tethyan influences within the ammonite faunas of the 
Central Polish Uplands, and by the hoplitid expansion into 
the high-tatric zone. The meta-Carpathian arch itself was 
subjected to erosion and became the main source of clastic 
supplies not only for the Central Polish Uplands area, but also 
for the Carpathian flysch geosyncline (Lgota Sandstones; 
Ksiazkiewicz 1962). The greatest thickness of the meta-Car- 
pathian clastics (Biala-Gora Sands in northem Holy Cross 
area, up to 140 m) is comparable to that which locally occurr- 
ed along other margins of the Central European Basin (Ar- 
nager Greensand on Bornholm, up to 130 m). 

The whole mid-Cretaceous sequence of the Central Polish 
Uplands - except of the basal sands of the Albian - is Conden- 
sed; condensation in the higher Albian, the whole Cenoma- 
nian, and the Lower Turonian is associated with the presence 
of glauconite, phosphatic nodules and a phosphorite bed 
(Annopol-on-Vistula), hardgrounds, small neptunian dykes, 
and finally of stromatolites. The stratigraphic condensation is 
expressed both by the reworking of faunas and their mixing, 
and by the gaps usually marked at and/or within the hard- 
grounds and stromatolitic horizons. The frequence of the 
faunas within the sequence is related to the phosphatization. 
It increases with the bulk of phosphatic nodules . The best pre- 
servation show fossils which underwent phosphatization or 
became entrapped amidst the phosphorite bed (Annopol- 
on-Vistula). In other cases the fauna became, to a variable ex- 
tent, taphonomically lost during and/or after their burial. 

The peculiar features of the mid-Cretaceous sequence of 
the Central Polish Uplands are: a) thick basal sands of Albian 
age, developed ununiformly in local (Polish Jura) or regional 
(northem Holy Cross area) depressions; h) locally developed 
phosphorite bed of mining value (Annopol-on-Vistula); c) 
synsedimentary tectonics realized either by block-faulting 
(Polish Jura, especially Cracow Upland) or by a more or less 



continuous uplift (Annopol-on-Vistula) resulting in subma- 
rine swells of variable extent, duration, and paleogeographic 
significance (the Polish Jura Swell, and the Annopol Swell). 

The pulses of the mid-Cretaceous transgression onto the 
Central Polish Uplands realized as follows: a) rapid inunda- 
tion of the diversified topography and a gradual filling of the 
depressions by allochthonous quartz clastics; h) further ex- 
tent of the transgression and an onlap of the substratal eleva- 
tions, accompanied by an extreme shallow-water Sedimenta- 
tion; c) influx of new waters, deepening of the basin and uni- 
form calcareous Sedimentation, locally disturbed by synse- 
dimentary tectonics and hydrodynamic agents related to di- 
srurbances in bottom or shoreline morphology; d) decline of 
the transgressive sequence, associated with tectonic lull; fil- 
ling of the basin presumably to sea level (stromatolites) and 
progressing long-spanning non-deposition under submerged 
or locally even emerged conditions (Polish Jura Swell), or 
deepening of the basin and continuous marly Sedimentation 
until the Santonian disturbances (Holy Cross area). The over- 
lying Santonian to Maastrichtian/Danian marly Sediments be- 
long to the younger cycles of the Upper Cretaceous sequence. 
None of the distinguished pulses within the mid-Cretaceous 
transgressive sequence is regressive in a common sense; there- 
fore neither regressions nor separate transgressions (as e. g. of 
the Upper Coniacian recognizable on Bornholm; Kennedy, 
Hancock 8c Christensen 1 98 1 ) are indicated. All these pulses 
are regarded as episodes of one transgression and of one re- 
sulting sequence. 

It is intriguing that the four distinguished pulses of the 
mid-Cretaceous transgression, although differing physically 
or stratigraphically from those of other marginal parts of the 
Central European Basin (Wiedmann & Schneider 1979; Ken- 
nedy, Hancock & Christensen 1981) are almost identical 
with those recorded within the Middle Miocene (Badenian) 
transgressive sequence of the Fore-Carpathian Depression 
(Radwanski 1969, 1970; Baluk & Radwanski 1977). Such 
very pulses (rapid inundation foUowed by gradual filling, 
further onlap with shallow-water Sedimentation, influx of 
new waters leading to a slight deepening and associated with 
calcareous Sedimentation filling the basin to sea level) may 
consequently be postulated as typical also of other transgres- 
sive sequences, and reflecting some hitherto not understood 
general rules of any marine transgression. 



ACKNOWLEDGEMENTS 

The authors offer their most sincere thanks to Dr. A. Koz- 
LOWSKi for drawing the text-figures; to B. Drozd, K. Zielins- 
KA, S. Ulatowski and A. Kolanowski for taking photos of 
the fossils presented in plates 3-8. 



78 



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Plate 1 
Exposures of the mid-Cretaceous transgressive sequence at Glanow in the Polish Jura. 

A. General view, to show the landscape and Situation of the mid-Cretaceous sequence within a small 
Laramide graben; arrowed (B) is the trench dig out at the edge of the ravine running to the Dlubnia 
Valley (cf. Marcinowski 1 974) ;/,«', -Oxfordian Butten limestones;/,TO,-Oxfordian plary limestones; 
Kc- Cenomanian; Ä^f - Turonian . 

B. Section, to show Condensed Middle and Upper Cenomanian deposits. 

C. Detailed view of the Cenomanian/Turonian boundary (numbersof beds the same as in figs3-4; in Mar- 
cinowski 1974): laminated limestones (bed 2d) at the top of Cenomanian marly gravelstones. 

D. Detailed view of the fossiliferous Middle Cenomanian gravelstones with phosphatic nodules embedded 

in sandy-marly matrix (bed 2a). 



Zitteliana 10, 1983 




Marcinovcski, R. & Radwanski, A. 



Plate 1 



Plate 2 
Mid-Cretaceous transgressive sequence in the Polish Jura and the Holy Gross Mts. 

1. Section at Korzkiew in the Polish Jura (see fig. 4): Upper Albian sands Kaj overlain by Cenomanian 
gravelstones Kc, and Santonian Ks glauconitic marls with phosphatized fauna; Qp - Pleistocene loess. 

2. Section at Sucha near Glanow in the Pohsh Jura (see figs. 3^): Upper Albian cross-bedded, poorly 
glauconitic sands with diverse sponges and trace fossils, locally cemented into irregulär lenses and con- 
cretions of sihceous sandstones (numbers of co-sets the same as in Marcinowski 1974): 2a - Eastern 
wall of sand-pit, to show a subtidal Channel (unit 6); 2h - Southern wall of sand-pit. 

3. Section at Januszowice in the Polish Jura, near the city of Cracow (see fig 4): Oxfordian butten lime- 
stones/iffi', truncated by the transgressive Lower/Middle Turonian sequence Kt 1-2. 

4. Section of Mt. Zajecza at Skotniki near Busko in the Holy Gross Mts.: Kimmeridgian limestones /^ 
truncated by Genomanian glauconitic sandstones A'c; New-Kimmerian angular unconformity readable. 



Zitteliana 10, 1983 




Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Plate 2 



Plate 3 

Diverse invertebrates (cephalopods excluded) from the mid-Cretaceous transgressive sequence of che 
Polish Jura (P]) and the Holy Gross Mts (HCM): all figures magnified 1.5 unless otherwise stated. 

Fig. la-b. /Wjcra^aa;« coron«/<j (GOLGFUSS); Cenomanian, MokrzeszP/; la-topview, Ib-sideview. 

Fig. 2. Serpula Proteus (SOWERBY); Cenomanian, Mokrzesz P]. 

Fig. 3. Lepidorhynchia sigma (SCHLOENBACH); Cenomanian, Julianka PJ; x2. 

Fig. 4. Orbirhynchia parkinsoni {O^EN); Middle Cenomanian, Glanow PJ, x2. 

Fig. 5. Arcuatothyns arcuata (ROEMER); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2. 

Fig. 6. Terebratulma chrysalis (SCHLOTHEIM); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2. 

Fig. 7. Carapace of Necrocarcinus labeschü (Deslongchamps); Upper Aibian phosphorites, 

Annopol-on- Vistula //CAf; x2. 

Fig. 8. Claw of Necrocaranus laheschii (DeSLONCHAMPS); Upper Aibian phosphorites, Annopol- 

on- Vistula //CA/; x2. 

Fig. 9a-b. Glypheopsis sanctaecruas sanctaecruas COLLINS; Middle/Upper Aibian phosphorites, 

Annopol-on-Vistula HCM; 9a - lateral view; 9b - dorsal view; x3. 

Fig. 10. Exartthesii cf. labrosus (Smith); Cenomanian, Mokrzesz PJ. 

Fig. lla-b. £»Mrgin«/(j<i/f/?iZARECZN^;Cenomanian,Jazwiny /y; 1 la-sideview, IIb- anterior view. 

Fig. 12. Aucellina gryphaeoides (SOVCERBY); lowermost Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM. 

Fig. 13. Lopha colubrma (LKMhKCVj){= Alectryoma diluviana Linnaeus); Cenomanian, Jazwiny PJ. 

Fig. 14. Camerogaterus cylindncus (Lamarck); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM. 

Fig. 15a-b. Pyrina ovalis (d'ORBIGNY); Cenomanian, Korzkiew PJ\ 15a - top view, 15b - side view. 

Fig. 16. Holaster benstedi FORBES; Lower Cenomanian, Swolszowice HCM; nat. size. 

Fig. 17. Holaster poloniae LAMBERT; Cenomanian, Jazwiny PJ. 

Fig. 18. Pygaulus pulvinatKS (d'ACHIAC); Cenomanian, Korzkiew PJ. 

Fig. 19. Conulus ellipticus (Zareczny); Lower Turonian, Glanow PJ. 

Fig. 20. Phymosoma cenomanense CoTTEAU; Cenomanian, Mokrzesz PJ. 

Fig. 21. Discoides subuculus (Klein); Cenomanian, Mokrzesz PJ. 



Zitteliana 10, 1983 




Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Pla:e 3 



Plate 4 

Ammonites, nautiloids and wood-boring bivalves from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the 
Polish Jura (PJ) and Holy Gross Mts (HCM); all figures magnified 1 .5 unless otherwise stated. 

Fig. 1 . Eutrephoceras mblaevigatum (d'ORBIGNY); Cenomanian, Mokrzesz P] . 

Fig. 2a-b. Eutrephoceras uMaevigatuni (d'ORBIGNY); Cenomanian, Jazwiny P] 

Fig. 3a-b. Hoplites (H.) vectensis SPÄTH; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; 

nat. size 
Fig. 4a-b. Hoplites (H.) dentatus robustus Spath; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula 

HCM; nat. size 
Fig. 5. phosphatized wood, bored by Gastrochaena sp. (? Gastrochaena amphisbaena Geinitz); 

Middle/Upper Albian, Dabrowka Zablotnia HCM; nat. size 



Zitteliana 10, 1983 




Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Place 4 



Plate 5 

Belemnites, ammonites and rhyncholites from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Holy 
Gross Mts and borehole Lebork near Gdansk (Poiish Lowland); all figures of natural size except for Fig. 3 

(taken xl.5). 

Actinocamax plenus (Blainville); Upper Cenomanian, borehole Lebork; la - dorsal view, 
Ib -lateral view, Ic -ventral view. 

Neohibolites ultunus (d'ORBlGNY); Lower or Middle Cenomanian, Annopol-on-Vistula 
HCM; 2a - lateral view, 2b - ventral view. 

apical part of a rhyncholite; Middle or Upper Albian, Jakubowice near Annopol-on-Vistula 
HCM; 3a - outer view, 3b - inner view. 

Hoplites (H.) escragnollensis SPATH; Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM. 
Hoplites (H.) dentatus dentatus (SOWERBY); Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM. 



Flg. la-c 
Fig. 2a-b 
Fig. 3a-b 

Fig. 4. 

Fig. 5a-b 



Zitteliana 10, 1983 



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Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Plate 5 



Plate 6 

The Schloenbachia species from the Cenomanian deposits of the Central Polish Uplands and Podolia; all 
figures of natural size except for Figs 6, 9 and 1 1 (taken X 1.5). 

Fig. la-c. Schloenbachia varians (SOWERBY) subvarians SPÄTH; Podzameczek in Podolia. 

Fig. 2a-b. Schloenbachia varians (SoWERBY) subvarians SPÄTH; Mokrzesz P] . 

Fig. 3a-b. Schloenbachia varians (SoWERBY) subtuberculata (Sharpe); Annopol-on-Vistula HCM. 

Fig. 4a-c. Schloenbachia varians (SoWERBY) äff. subtuberculata (Sharpe) transitional to S. varians 

varians (SowERBY); Podzameczek in Podolia. 

Fig. 5a-c. Schloenbachia varians (SoWERBY) subtuberculata (Sharpe); Podzameczek in Podolia. 

Fig. 6a-b. Schloenbachia varians varians (SowERBY); Jazwiny PJ. 

Fig. 7a-c. Schloenbachia varians varians (SoWERBY); Annopol-on-Vistula HCM. 

Fig. 8a-c. Schloenbachia varians varians (SoWERBY); Podzameczek in Podolia. 

Fig. 9a-b. Schloenbachia varians (SoWERBY) ventriosa StieleR; Mokrzesz PJ. 

Fig. 10. Schloenbachia varians (SoWERBY') subplana (Mantell); Annopol-on-Vistula HCM; 

arrowed is the end of the phragmocone. 

Fig. 1 1 . Schloenbachia sp. pathological form close to S. intermedia (Mantell); Mokrzesz PJ. 



Zitteliana 10, 1983 




Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Plate 6 



Plate 7 

Ammonites from the Cenomanian and Turonian deposits of Central Polish Uplands and Podolia; all figures 

magnified 1.3 unless otherwise stated. 

Fig. la-c. Idtohatmtes alterriatus vectensis SPÄTH; Cenomanian, Annopol-on-Vistula HMC; 

la- lateral view, Ib - dorsal view, Ic- ventral view. 

Fig. 2. Hamites sp.; Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2 

Fig. 3a-b. Scaphites (S.) obliquus SowERBY; Cenomanian, Krasice P]. 

Fig. 4. Scaphites (S.) obliquus SOWERBY; Cenomanian, Mokrzesz P]. 

Fig. 5a-b. Manella (M.) lewesiensis (Spath); Cenomanian, Annopol-on-Vistula //CAf; 5a-outer face 

of the whorl, 5b - lower whorl surface. 

Fig. 6. Manella (M.) lewesiensis (Spath); Cenomanian, Mokrzesz P]. 

Fig. 7a-c. Neostlingoceras carcitanense (MaTHERON); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM; 

7a - outer face of the whorl, 7b - lower whorl surface, 7c - upper whorl surface. 

Fig. 8a-c. Hyphoplites campichei campichei SPATH; Cenomanian, Mokrzesz P]. 

Fig. 9a-b. Calycoceras (Lotzeites) äff. lotzei WiEDMANN; Cenomanian, Jazwiny PJ. 

Fig. lOa-b. Mantelliceras tenue SPATH; Cenomanian, Podzameczek in Podolia; nat. size. 

Fig. lla-b. Lewesiceras peramplum (Mantell), inner (juvenile) whorls of the large form; Turonian, 
probably Inoceramus costellatus Zone, Bocieniec PJ; nat. size. 

Fig. 12a-b. Lewesiceras peramplum (Mantell), aduk specimen (smal! form) with a fragment of the 
final body Chamber (arrowed is the end of the phragmocone); Turonian, probably Inoce- 
ramus costellatus Zone, Bocieniec PJ: nat. size. 



Zitteliana 10, 1983 




Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Plate 7 



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ig- 


la-b 


F 


ig- 


2. 


F 
F 


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3. 

.4-5. 



Place 8 

Fish and reptile remains from the mid-Cretaceous transgressive sequence of che Polish Jura (PJ), Holy Gross 
Mts (HCM), and borehole Bystrzyca near Lublin. 

Galeorhiniis minutissimus (Arambourg); LowerTuronian, borehole Bystrzyca; la-outer 
view, Ib - inner view, x3. 

Notidaniis microdon AgassiZ; fragment of lateral tooth - principle cusp with anterior 
serration (weakly visible; indicated by a leader) and three secondary cusps - of the right 
Iower jaw; uppermost Albian, Celestynow HCM; outer view, X2. 

Squalicorax falcatus (ACASSIZ); lateral tooth; Cenomanian, Mokrzesz P]; inner view, x2. 
Otodiii appeiidiculatus (Agassiz); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on- 
Vistula HCA/,- inner views, x2. 
Fig. 6. Oxyrhina mantelli AGASSIZ; Middle/Upper Albian phophorites, Annopol-on-Vistula 

HCM; inner view, x2. 

Ptychodus mammillaris AgassiZ; lowermost Cenomanian, Sobkow HCM; crown view, x2. 
Ptychodus polygyrus AgassiZ; Lower Turonian, Mydlniki PJ; crown view, X2. 
Ptychodus decurrens AGASSIZ; crown views of the teeth from lateral (HI or IV) row of the 
Upper jaw (fig. 9), lateral (H or HI) rowof theupper jaw(fig. 11), and lateral f/or//) rowof 
the lower jaw (figs 10 and 12); Upper Cenomanian, Glanow PJ; X2. 

Vertebra attributable to Ptychodus (cf. WoODWARD 1912, pl. 52, figs. 6 and 16); Middle/ 
Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; 1.5. 

Right mandibular plate of the chimaeroid Ischyodus thurmanni PiCTET & CampiCHE; 
Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; inner view, nat size. 
Ichtyosaurs Myopterygius campylodon (CARTER); Middle/Upper Albian phosphorites, 
Annopol-on-Vistula //CA/; xl.5. 

Sauropterygians Polyptychodon interruptus OwEN; one of the teeth displays vanishing 
ridges (fig. 17); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; nat. size. 



Flg. 
Fig. 
Figs 


7. 
8. 

.9-: 


12. 


Flg. 


13. 




Fig. 


14. 




Figs 


. 15- 


-16 


Figs 


. 17- 


-20 



Zineliana 10, 1983 




Marcinowski, R. & Radwanski, A. 



Plate 8 



97 



Zitteliana 


10 


97-105 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Stratigraphic studies on the Upper Cretaceous in Central Poland 



By 
KRYSTYNA POZARYSKA & EMILIA WITWICKA^-) 

With 6 text figures 



ABSTRACT 



Upper Cretaceous rocks are distributed almost throughout 
the whole Polish Lowlands. They attain maximum thickness, 
and the sections are most complete in the marginal zone of the 
East-European Platform. In the Middle Vistula gorge the suc- 
cession of Cretaceous strata from the Albian to Maastrichtian 
is excellently exposed. The succession is fairly complete, 
without any greater stratigraphic gaps. It is rather monoto- 
nous, indicating deposition under moderately shallow-water 
conditions changing to somewhat deeper-water conditions in 



the Turonian and Middle Maastrichtian. The studies on fora- 
minifera faunas showed marked predominance of calcareous 
benthos throughout the sequence. The benthic eiements are 
accompanied by pelagic and occasionally arenaceous ones. 
This allows to establish foraminifera zonation based on ben- 
thic and planktonic eiements and to correlate them. The fo- 
raminifera assemblages recorded in the Upper Cretaceous de- 
posits in the Polish Lowlands are typical of the Boreal Provin- 
ce, with some admixtures of warm-water eiements only. 



KURZFASSUNG 



Oberkreidesedimente sind nahezu im gesamten Tiefland 
Polens verbreitet. Die vollständigsten Abfolgen und die größ- 
ten Mächtigkeiten finden sich in der Randzone der Osteuro- 
päischen Plattform. In der mittleren Vistula-Schlucht ist eine 
Alb- bis Maastricht-Abfolge sehr gut und nahezu komplett 
ohne größere stratigraphische Lücken aufgeschlossen. Die 
eintönige Fazies zeigt Ablagerungsbedingungen unter mäßig 
flachem Wasser an mit Einfluß tieferer Wasser-Bedingungen 
im Turon und im mittleren Maastricht. Die Foraminiferen- 



Fauna zeigt eine klare Vormacht des kalkigen Benthos, zu- 
sammen mit einigen planktonischen Elementen und gelegent- 
lich Sandschalern. So ist es möglich, eine Zonierung mit ben- 
thonischen und planktonischen Formen aufzustellen und 
beide miteinander zu korrelieren. Die Foraminiferen-Verge- 
sellschaftungen sind charakteristisch für die boreale Faunen- 
provinz mit nur wenigen Beimengungen von Warmwasser- 
Elementen. 



INTRODUCTION 



In the Cretaceous, almost the whole northem and central 
Europe was flooded by vast epicontinental sea. Laramie mo- 
vements from the end of the Maastrichtian resulted in regres- 
sion from previously occupied area, except for some basins. 
In Poland and adjoining countries, 9 such basins have been re- 
cognized. The largest of these basins (I in Fig. 2) was situated 
in marginal part of the East-European Platform. Upper Cre- 
taceous rocks infilling it were intensively studied by several 
authors and stratigraphy and foraminifer assemblages of the 



''') K. PoZARYSKA and E. WiTWiCKA, Polska Akademia Nauk, Za- 
klad Paleobiologii, AI. Zwirki i Wigury 93, PL-02-089 Warszawa, 
Poland. 



Upper Cretaceous sequences were the subjects of several our 
papers. The studies were facilitated by excellent outcrops dis- 
playing almost continuous section from the Albian to Paleo- 
cene in the Middle Vistula River valley (Fig. 1), as well as al- 
most a hundred drillings, often full-cored, penetrating Upper 
Cretaceous cover in area eastwards of the Middle Vistula Ri- 
ver to the Polish-Soviet boundary. The results of studies on li- 
thology and micro- and macrofauna from these borehole co- 
lumns appeared to be of great stratigraphic value, making it 
possible to compile a section through this cover in marginal 
part of the East-European Platform (Fig. 2). Biozonation of 
the strata is fairly well established except for the Cenomanian 
and Campanian-Maastrichtian. In the former case, the diffe- 



98 



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55 



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20 



25 



Fig. 1 . Location of Upper Cretaceous outcrops in the Middle Vistula River Valley 



rences in approach of individual authors may be explained by 
still unstable sedimentary and environmental regime. Such 
regime resulted in origin of high variable deposits and often in 
reduction and condensation phenomena, impeding esta- 
blishment of biostratigraphic criteria applicable for the whole 



basin. In the case of the Campanian and Maastrichtian, cepha- 
lopod fauna is highly abundant and diversified but biostrati- 
graphic value of individual species is still the subject of discus- 
sions and various zonal schemes are proposed (Fig. 4). 



LATE CRETACEOUS BASINS IN CENTRAL EUROPE 



In central Europe, Late Cretaceous transgression resulted 
in deposition of sedimentary series varying in thickness and 
completeness. Sedimentation appears most continuous in ba- 
sins developed in direct foreland and marginal part of the 
East-European Platform (Fig. 2). The major depocenters also 
appear located in the marginal zone and there may be noted a 
steady trend to decrease in thickenss towards the interior of 
this platform. The available data clearly suggest the influence 
of structural differentiation of the basement on development 
of the basLns. 

In places where the Platform margin is passing close to its 
shields, Cretaceous sequence are relatively thin and with si- 
gnificant gaps. For example, the whole lower part of the Up- 
per Cretaceous / Cenomanian-Santonian / is missing in the 
Karlskrona region in the Baltic Shield. Gaps found in sequen- 
ces from basin parts most distant from the Platform margin 
are similar as, e. g., in Lithuania where Maastrichtian restson 
various members of lower Upper Cretaceous. 

In central Europe, two large basins were active at the Plat- 
form margin in the Late Cretaceous. One (marked as I in 
Fig. 2) was comprising northem and eastern Poland, being 
delineated by the Ukrainian Shield in the east and the Baltic in 
the north. It is characterized here in the section shown in 
Fig. 3. The other (II in Fig. 2) was situated west of the Baltic 
shield, stretching northwards of Rügen to northem Jyland. 



In the foreland of the plarform, characterized by basement 
of the Paleozoic age and highly complex structure, Late Cre- 
taceous basins appear fairly diversified. The basins are separa- 
ted from one another by areas in which Cretaceous rocks are 
partly or completely missing due to erosion related to strong 
subsiding and uplifting movements. Two regions may be dif- 
ferentiated here. One region displays a series of small basins, 
generally parallel to the platform margin and characterized by 
generally continuous sequences in their axial parts and pre- 
sumably original lack of the uppermost Maastrichtian. Here 
are recognized the Miechöw (III in Fig. 2), Lodz (IV) and 
Szczecin (V) basins. It should be noted that the two latter ba- 
sins are displaying very large thickness of the Upper Cretace- 
ous. 

The other region comprises basins situated within the area 
of the Variscan fold belt and characterized by large thickness 
of lower Upper Cretaceous and complete lack of the higher 
Cretaceous strata. Here are recognized the Opole (VI) basin, 
Nysa Klodzka (VII) basin (trough), inner basin of the Bohe- 
mian Massif or Praha basin (VIII), and North-Sudetic basin 
(K). 

The present distribution of Cretaceous rocks fails to give 
detailed image of original sedimentary basins because of the 
influence of Cretaceous and post-Cretaceous movements. 
Therefore, the subdivision presented above should be treated 
as structural subdivision of basins. 



99 



Upper Cretaceous basins 
in Central Europe 



(after W. Pozaryski and all. .1979) 




Fig. 2 Late Cretaceous basins in central Europe. White = rocks older than Cretaceous. 

a) Maastrichtian 

b) Coniacian, Santonian, Campanian 

c) Cenomanian, Turonian 

d) Carpathians margin 

e) Studied section A-B 

f ) Margin of East European 
Platform 



I - Warszawa Basin 
II - Danish Basin 

III - Miechöw Basin 

IV - Lodz Basin 
V - Szczecin Basin 

VI - Opole Basin 
VII - KIodzko/Nysa Basin 
VIII - Praha Basin 
IX - North Sudetic Basin 



COMMENTS TO THE SECTION A-B THROUGH UPPER CRETACEOUS 

ROCKS IN CENTRAL POLAND 



The section through Upper Cretaceous rocks in central Po- 
land, shown in Figs. 1 and 3, is based on data from 8 boreho- 
les of the Geological Institute and outcrops in the Vistula Ri- 
ver Valley. The boreholes are located along a line running 
evenly with 51° parallel of latitude and the section begins in 
the vicinities of Chelm in inner area of the platform, going 
westwards through Krasnystavif, Bychawa, Bystrzyca, 
Niedrzwica and Opole in marginal pan of the platform, to 



Ciepielöw and Bakowa, situated in the foreland, in area of 
so-called Mid-Polish aulacogen. 

Upper Cretaceous sequences are fairly thick in borehole 
columns Bychawa, Bystrzyca and Niedrzwica which are si- 
tuated within the area of the Mazowsze-Lublin Carbonife- 
rous trough, but they attain maximum thickness at the 
western end of the section. The borehole column Bakowa, si- 
tuated at the western end, displays Cenomanian-Upper Maa- 



100 



B^kowa Ciepielow 



>>Opole 



LUBLIN 

Niedfzwica Bystrtyca Bychawa 



Cenomanian 



Krasnystaw 



Chelm 




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boundary between 
stages 



opokas 



Fig. 3. Section A-B through Upper Cretaceous rocks in central Poland; 1. Gavelinella cenomanica, 
2. Lmgulogavelmella formosa, 3. Gavelinella berthelini, 4. Stensioema granulata interiecta, 
5. Marginotruneana coronata, 6. Stensioema polonica, 7. Bohvmoides stngillata, 8. Globotrun- 
cana fornicata, 9. Anomalina clementiana, 10. Bolivinotdes draco miliaris, 11. Angnlogavelinella 
graalis, 12. Cibicides involuta, 13. Neoflahellina reticulata, 14. Stensioema pomnierana, 
15. Pseudouvigerina cristata, 16. Anomalinoides pinguis, 17. Planoglohulina acervulmoides, 
18. Anomalina danica. 



strichtian sequence which appears complete except for some 
erosion of its top part. 

In the section, the Upper Cretaceous is developed in 4 li- 
thofacies: 

1 . opoka lithofacies, especially well developed in western 
part of the studied area, appeared for the first time in the 
Campanian and began to predominate throughout the area in 
the Maastrichtian, especially Late Maastrichtian. 

2. marly lithofacies, represented throughout the area, espe- 
cially in the form of thick lenticular intercalations in its central 
part; known from the Upper Turonian to Middle Maastrich- 
tian. 

3. chalk lithofacies, best developed in borehole column 
Chelm, where it is displayed by the whole Turonian-Upper 
Maastrichtian section, except for some Upper Campanian and 
Iowermost Maastrichtian intervals. 



4. limestone lithofacies is mainly found in the Cenomanian 
and, Lower Turonian in the west and Coniacian m the east; 
limestones are most homogeneous uniform in the Cenoma- 
nian, where they form a continuous layer. 

Rocks of the above 4 lithofacies do not differ much in ma- 
croscopic features. They are white to light-gray in colour and 
they yield well-developed and preserved foraminifer assem- 
blages (especially in the case of the chalk microfacies). The as- 
semblages appear generally similar to coeval ones from epi- 
continental Cretaceous rocks in northern Europe, markedly 
differing from the Tethyan, primarily in smaller share of 
planktonic forms. This made it possible to assign Cretaceous 
rocks of the Polish Lowlands to province transitional in cha- 
racter between the Subboreal and Tethyan ones (Pozaryska 
and Peryt, 1979). 



101 



ATTEMPTS TO ESTABLISH ZONATION OF THE UPPER CRETACEOUS 
IN CENTRAL POLAND ON THE BASIS OF MACRO- AND MICROFAUNA 



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Belemnella lanceolata 


CAMPANIAN 


Upper 


Belemnitella langei 
Bostrycboceras polyplocum 


Lower 


Neancyloceras phaleratum 
Gonioteuthis guadrata 


SANTONIAN 


Upper 


Inoceramus patootensis 


Lower 


Inoceramus cardissoides 


CONIACIAN 




Inoceramus involutus 


TURONIAN 


Upper 


Inoceramus schloenbachi 
Inoceramus costellatus 


Lower 


Inoceramus lamarcki 
Inoceramus labia tus 


CENOMANIAN 


Upper 


Inoceramus pictus 


Middle 


Schloenbachia varians 


Lower 


Mantelliceras mantelli 




ALB I AN 







Fig. 4. Biozonation of che Upper Cretaceous in 
central Poland on the basis of macrofauna 



The attempts to establish a modern, detailed macrofau- 
nabased biozonation of the Upper Cretaceous in central Po- 
land were initiated in the 30's. The first zonation of monoto- 
nous Upper Cretaceous white series in Middle Vistula River 
drainage basin, based on macrofauna, was proposed by W. 
PozARYSKi (1938, 1948), who also presented correlations with 
Upper Cretaceous strata in North- Western Europe. 
Works aimed in these directions were also carried out by R. 
KoNGiEL (1935, 1949, 1958), S. CieSlinski (1960), and recently 
A. BiASZKiEWicz (1979, 1980) and R. Marcinowski (1974). 

During the world-war II, micropaleontological studies 
were initiated on the Upper Cretaceous in central Poland 
(W. PozARYSKi, unpublished report). After the war, K. Po- 
ZARYSKA (1954, 1957) decribed 30 guide foraminifer species 
from these strata, and W. Pozaryski and E. Witwicka (1956) 



1 8 guide globotruncanids species. These works were foilowed 
by E. WiTwicKA (1958), E. Witwicka and S. CieSlinski 
(1962), E. Gawor-Biedowa (1972), E. Gawor-Biedowa and 
E. Witwicka (1960), K. Pozaryska and E. Witwicka (1980). 
Recently D. Peryt (1980) described 91 species of planktonic 
foraminifers and she proposed 10 biozones. B. Zapalowicz- 
Bilan (1982) proposed similar subdivision into 10 biozones, 
based on benthic foraminifers. 

The micropaleontological studies resulted in fairly good 
knowledge of Upper Cretaceous foraminifers and establish- 
ment of several micropaleontological-stratigraphic subdivi- 
sions. Attempts were made to correlate these subdivisions 
with detailed subdivisions based on macrofauna (fig. 4). Ho- 
wever, that task appeared highly difficult as the stage bounda- 
ries delineated with reference to stratigraphic ranges of ben- 
thic foraminifers were often found to differ from those deli- 
neated on the basis of macrofauna. Generally, the ranges of 
even most short-living species of benthic foraminifers are se- 
veral times wider than those of ammonites, belemnites and 
inoceramids. In attempts to correlate these subdivisions, 
boundaries of stratigraphic zones are defined by the begin- 
ning or end of ranges relatively long-living foraminifer spe- 
cies. The enclosed table, in which both benthic and selected 
planktonic foraminifers species are compiled reflects differen- 
ces in stratigraphic ranges of macro- and microf auna recorded 
in individual stages, as well as the fact that the ranges of plank- 
tonic foraminifers are markedly closer to those of macrofauna 
than in the case of benthic foraminifers. Zapalowicz-Bilan 
(1982) compiled table of distribution of benthic species 
(fig. 5) with reference to definitions of biostratigraphic zones 
as proposed by Hedberg (1961). In thatpaper, sheused4con- 
ceptsof biostratigraphic zones: ränge zone, concurrent zone, 
partial-range zone, and assemblage zone. Unfortunately, no 
attempt to correlate the zones with those based on macro- 
fauna is given there. 



DETAILED PART 



In the enclosed table (fig. 6) only species most important 
for stratigraphy of the Upper Cretaceous in central Poland (62 
species) are shown. Moreover, ranges of 85 species were 
shown in our paper on Cretaceous-Tertiary boundary 
(K. Pozaryska and E. Witwicka, 1980). 



CENOMANIAN 

In the Polish Lowlands, the Albian-Cenomanian boundary 
is characterized by extinction of the following species (Ga- 
wor-Biedowa, 1972): Globigerinelloides bentonensis (Mor 
Row), Pleurostomella reussi Berthelin, Globorotalites polo- 
nica Gawor-Biedowa, Gavelinella intermedia (Berthelin). 
The boundary is passed by Gavelinella varsoviensis (Ga- 
wor-Biedowa), which is recorded up to the middle of this sta- 



ge, and Gavelinella cenomanica (Brotzen), approaching but 
not reachingbaseof theTuronian. Orithostella {rede Lingu- 
logavelinella) formosa (Brotzen), appearing for the first time 
in the Lower (but not the lowermost) Cenomanian, and Ro- 
talipora cushmani (Morrow), also do not pass into the Turo- 
nian. The Cenomanian-Turonian boundary is passed by Do- 
rothia gradata (Berthelin), Gavelinella belorussica (Akimez) 
and Lingulogavelinella globosa (Brotzen). Planktonic spe- 
cies Praeglobotruncana stephani (Gandolfi), appearing in 
higher part of the Cenomanian, pass into the Turonian. 



TURONIAN 

Marginotruncana renzi (Gandolfi) and Helvetoglobo- 
truncana helvetica (Bolli) first appear at the Cenomanian- 



102 





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Cibiaidoides formosus 
Gavelinella oenomanioa 
iGavelinella berthelini 
GlobotPunoana turonioa 












































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Gl nhofrunr'ana iwbpioata 






















Gavelinella moniliformis 
Stensioeina praeexaulpta 
Globorotalites subooniaus 
Globotrunaana lapparenti coronata 
Globotruncana lapparenti lapparenti 
Reussella pseudospinulosa 
Globotrunaana marginata 
Globotrunaana globigerinoides 
Stensioeina poloniaa 
Globotrunaana lapparenti triaarinata 
Stensioeina exaulpta 
Stensioeina graailis 
Globorotalites miahelinianus 
Neoflabellina baudouiniana 
IGavelinella stelligera 
Gavelinella thalmanni 
Gavelinella aoatulata 
Gavelinella wibiliaatula 
Gavelinella alementiana 
Neoflabellina rugoaa 
Bolivinoides strigillatus 
Stensioeina pommerana 
















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Globotrunaana araa 






















Bolivinoides deaoratus deaoratus 
Gibiaidoides aatulagayensis 
Bolivinoides laevigatus 
Cibiaidoides voltzianus 
Gavelinella monterelensis 
Bolivinoides mielniaensis 

















































































Bolivinoides deliaatulus 






















LVO' l^ ly ^ v 1 i,^^ l^ ixCC- \J <*iC^ ^ ^ '—''«* imf UV ly l/^XJ 

Bolivinoides inarassata 






















Bolivinoides draao miliaris 
Angulogavelinella graailis 
Cibiaidoides bembix 
Gavelinella pertusa 
Neoflabellina retiaulata 
Bolivinoides peterssoni 
Cjavelinella aomplanata 
Br>l 7' vi no'i' des draao draao 


































































































































Bolivina deaurrens 
Bolivinoides deaoratus giganteus 
Gavelinella pozaryskii 
Cibiaidoides spiropunatatus 




















































































Anomalinoides pinguis 
Anomalina ekblomi 

























Fig. 5. Biozonation of the Upper Cretaceous in central Polanci on the basis of benthic foraminifers 



103 



Turonian boundary to occur up to the Lower-Middle Turo- 
nian boundaty. Other species appearing for the first time at 
the base of the Turonian include Globorotalites hangensu 
Vassilenko, Gaudryina angustata compressa (Akimez) and 
Dicannella tmbncata (Mornod). Guide species for the whole 
Turonian include Gaudryina. angustata angustata Akimez 
and Gavelinella herthelini (Keller). First repräsentatives of 
foraminifers ascribed to Stensioeina ex gr. granulata (Ol- 
BERTz) are not known to appear in roctts older than the middle 
part of the Turonian in the PoHsh Lowlands. Koch (1977) 
analysed in detail distribution of that species in the Upper 
Cretaceous of FRG and he showed its stratigraphic value. 
Such analysis is still not finished in our country but it may be 
noted that specimens close to S. granulata (Olbertz) occur 
here from the Turonian to Coniacian, inclusively, They are 
assigned to 5. ex. gr. granulata (Olbertz) in Tafel 1 as their 
analysis is still not finished but it may be added that they pre- 
sumably belong to more than one species. Foraminifers ap- 
pearing for the first time in higher Turonian in Poland include 
Marginotruncana coronata (Bolli) and M. pseudolinneiana 
Pessagno. 



strichtian, and the two remaining species are still recorded in 
the Upper Maastrichtian in the Lublin region, where they 
form a weakly marked horizon. 



CAMPANIAN 

The Santonian-Campanian boundary cannot be accurately 
defined on the basis of foraminifera as up to the present there 
were not recorded species which would appear or disappear at 
that boundary. However, the boundary may be delineated 
with reference to abundant occurrence of representatives of 
Cibicidoides involuta Reuss, first appearing just above the top 
of the Santonian. The species passes the Campanian-Maa- 
strichtian. Some authors consider this species as guide for the 
Campanian and Maastrichtian. 

In the lowermost Campanian, there appear numerous re- 
presentatives of the genus Bolivinoides: B. sidestrandensis 
Barr, 5. decorata decorata (Jones) and B. laevigata Marie. 
They are accompanied by those of the species Globotruncana 
ventricosa White, which are not known from the Maastrich- 



CONIACIAN 

No foraminifer species were found to be limited to that 
stage only. The Turonian-Coniacian boundary is usually de- 
lineated with reference to appearance of representatives of 
Stensioeina exsculpta Reuss. In Germany, this species appears 
somewhat higher (Koch 1977) and it is known to disappear in 
the Lower Campanian. The ränge of Gavelinella stelligera 
(Marie) is similar. 

Upper parts of the Coniacian and Santonian (except for its 
top parts) are characterized by representatives of Gavelinella 
thalmanni (Brotzen). 

SANTONIAN 

The Coniacian-Santonian boundary is defined by the ap- 
pearance of first representatives of Stensioeina polonica Wit- 
wiCKA. Itshould be noted that Koch (1977) put this name into 
synonymy of S. granulata (Olbertz) but he admitted strati- 
graphic value of the former. The stratigraphic ränge of S. po- 
lonica (WiTwicKA, 1958) in Germany is very close to that esta- 
blished in Poland. 

Stensioeina gracilis Brotzen is another species of that genus 
which appears at the Coniacian-Santonian boundary. At that 
boundary, there also appears Globorotalites multisepta 
(Brotzen), characterized by very long ränge as it is known up 
to the lowermost Maastrichtian. 

The uppermost Santonian is characterized by the appea- 
rance of representatives of Bolivinoides strigillata (Chap 
man). The ränge of that species is very short as it disappears in 
the lowermost Campanian. In the uppermost Santonian there 
are also recorded several species which are known to be pre- 
sent up to the top of the Campanian and even to enter the 
Mdiistnchtian: Anomalina clementiana (d'Orbigny), Globo- 
truncana fomicata Plummer, G. arca (Cushman) and Sten- 
sioeina pommerana Brotzen. First ofthese species disappears 
in the lowermost Maastrichtian, the last in the Middle Maa- 



The uppermost Campanian is characterized by the species 
Bolivinoides miliaris Hiltermann and Koch, Neoflabellina 
praereticulata Hiltermann, Globotruncana pozaryskae Pe- 
R1T. These species continue to occur roughly to the middle of 
the Maastrichtian, and they are accompanied by Cibicidoides 
voltzianus (d'Orbigny), C. bembix (Marsson), Bolivina in- 
crassata Reuss and Rugoglobigerina milamensis Smith and 
Pessagno, which occur up to the Cretaceous-Tertiary boun- 
dary. 



MAASTRICHTIAN 

The Lower Maastrichtian is characterized by appearance of 
the species Angulogavelinella gracilis (Marsson). Somewhat 
above the base of the Maastrichtian appear Rugoglobigerina 
pennyi Bronnimann, and in middle part of that stage - Glo- 
botrunana elevata Brotzen. Along with the latter, there ap- 
pears Bolivinoides peterssoni Brotzen which is known also 
from the Tertiary. Along with Rugoglobigerina pennyi 
Bronnimann, there also appear Pseudouvigerina cristata 
Marsson and Neoflabellina reticulata (Reuss). The three spe- 
cies pass into the Upper Maastrichtian. 

In the Polish Lowlands, the Upper Maastrichtian is charac- 
terized by important foraminifer species including Guembe- 
litria cretacea Cushman, Bolivinoides draco Marsson, Gave- 
linella gankinoensis Neckaja, Anomalinoides pinguis (Jen- 
nings), Bolivinoides decorata gigantea Hiltermann and 
Koch, Rugoglobigerina rotundata Bronnimann and R. ma- 
crocephala Bronnimann. The latter four species define upper 
part of the Upper Maastrichtian. Planoglobulina acervulinoi- 
des (Egger) forms a weakly marked horizon in the Upper 
Maastrichtian, showing connection of the Late Cretaceous 
basin from the present area of Poland and warm Tethyan seas. 
Outside Lublin region, this species is not known in the Polish 
Lowlands. 

In the middle part of the Maastrichtian, the last representa- 
tives of the genus Stensioeina (S. pomerana Brotzen) became 



104 



UPPER 



CRETACEOUS 



Cenoma- 
nian 



Turonian 



Santonian 



Campanian 



Maastr- 
ichtian 



S p e c i e s 



(afler K Pozafvska and EWitwicka 1982) 



Gavelinella varsoviensis 
Gavelinella cenomanica 
Dorothia gradata 
Gavelinella belorussica 
Lingulogavelinella globosa 
Orithostella formosa 
Rotalipora cushmani 
Praeglobotruncana stephani 
Marginotruncana renzi 
Helvetoglobotruncana Helvetica 
Globorotalites hangensis 
Gaudryina angustata compressa 
Dicarinella imbricata 
Gaudryina angustata angustata 
Gavelinella berthelini 
Stensioeina ex gr. granulata 
Marginotruncana coronata 
Marginotruncana pseudolinneiana 
Gavelinella stelligera 
Stensioeina exsculpta 
Stensioeina polonica 
Stensioeina gracilis 
Globorotalites multisepta 
Bolivinoides strigillata 
Anomalina clementiana 
Globotruncana fornicata 
Globotruncana arca 
Stensioeina pommerana 
Cibicidoides involuta 
Bolivinoides sidestrandensis 
Bolivinoides decorata decorata 
Globotruncana ventricosa 
Bolivinoides laevigata 
Neoflabellina praereticulata 
Globotruncana pozaryskae 
Bolivinoides miliaris 
Cibicidoides voltzianus 
Bolivina incrassata 
Cibicidoides bembix 
Rugoglobigerina milamensis 
Angulogavelinella gracilis 
Rugoglobigerina pennyi 
Pseudouvigerina cristata 
Neoflabellina reticulata 
Globotruncana elevata 
Bolivinoides peterssoni 
Guembelitria cretacea 
Gavelinella acuta 
Bolivinoides draco 
Gavelinella danica 
Gavelinella ekblomi 
Planoglobulina acervulinoides 
Gavelinella gankinoensis 
Anomalinoides pinguis 
Gavelinella sahlstroemi 
Paralabamina toulmini 
Bolivinoides decorata gigantea 
Eponides lunata 
Eponides frankei 
Cibicides commatus 
Rugoglobigerina rotundata 
Rugoglobigerina macrocephala 



Fig. 6. Stratigraphic ranges of benthic and planktonic foraminifers most important for stratigraphy of 
the Upper Cretaceous in central Poland 



105 



extinct in Poland. FoUowing Wicher (1954), part of the Maa- 
strichtian, situated above the ränge of 5. pommerana Brot- 
ZEN, is defined in Poland as a horizon without representatives 
of Stensioeina. 

In the Poüsh Lowlands, the uppermost Maastrichtian 
yields several representatives of species passing the Maastrich- 
tian-Danian boundary: Bolivinoides peterssoni Brotzen, 
Gavelinella acuta (Plummer) hitherto known from the Maa- 
strichtian under the name G. praeacuta (Vassilenko), 
G. danica (Brotzen), G. ekhlomi (Brotzen), G. sahl- 
stroemi (Brotzen), Paralabamina toulmini (Brotzen), Epo- 
nides lunata Brotzen, E. frankei Brotzen and Cibiddes 
commatus Morozova. 

The Upper Cretaceous section of the Poüsh Lowlands ap- 
pears very similar tothose of the GDR and FRGononehand, 
and those of European part of the USSR on the other. This 
was shown in excellent works of Tröger (1966, 1967), who 
established detailed zonation of the Upper Cretaceous on the 
GDR on the basis of inoceramids. Analysis of that zonal 
scheme shows numerous species in common with Poland, 
where they were also found to be of marked stratigraphic va- 
lue (Fig. 4 here). It may be stated that the whole lower part of 
Upper Cretaceous in Poland and GDR is characterized by si- 
milar succession of inoceramids. 



The micropaleontological stratigraphy of the sequences in 
GDR and FRG was best compiled by Hiltermann and Koch 
(1962, 1977). In these and other papers, the authors made at- 
tempts to use various groups of foraminifers and to test stra- 
tigraphic value of individual species, taking into account their 
intraspecific variability. This resulted in proposal of several 
varieties, especially in the case of species of the genera Neo- 
flabellina, Bolivinoides, Stensioeina. However, subtle mor- 
phological criteria not always appeared sufficient for establis- 
hing a detailed and at the same time, firm stratigraphic subdi- 
vision. That is why we are trying to avoid the usage of subspe- 
cies and varieties in stratigraphic studies in our country. 

The comparison with foraminifer-based biostratigraphic 
subdivision established for the Upper Cretaceous in Euro- 
pean part of the USSR also showed marked similarities. Spe- 
cies recorded both in Polish Lowlands and the latter region 
are fairly common and the subdivisions established also ap- 
pear similar in several points. This is especially the case of lo- 
wer part of the Upper Cretaceous as shown by Grigjalis, 
Akimez and Lipnik (1980). It should be noted that biostrati- 
graphic subdivision different of that for the Upper Cretaceous 
of Ukraine, Lithuania and Byelorussia is needed for the Man- 
gyshlak Peninsula Cretaceous. 



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107 



Zitteliana 


10 


107-114 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Late Cretaceous transgressions and regressions 
on the Russian Platform 



By 
DIMITRIJ P. NAIDIN^') 

With 3 teyt figures 

ABSTRACT 



During the Late Cretaceous a generally smooth eustatic 
transgression took place on the Russian Platform, in the Cri- 
mea and in the Transcaspian region. It was replaced in the 
middle of the Maastrichtian by a rapid eustatic regression. On 
different parts of the Platform the general eustatic transgres- 
sion has been interrupted by relatively shortterm regressions 
determined either by an epeirogenesis or by a shallowing of 
the sea as a result of its being filled out by Sediments; some re- 
gressions were of a eustatic nature. Data are quoted on Late 
Cretaceous transgressions and regressions in Western Ka- 
zakhstan (Eastern Precaspian, Mangyshiak) which Supple- 
ment material published earlier (Naidin et al., 1980a, b). 

Temperature conditions of the seas that invaded the Plat- 
form and its framework during the Late Cretaceous for the 
time being can not be reconstructed to give a complete pictu- 
re. It is obvious that in the middle of the Late Cretaceous, 
when the sea areas have been largest owing to an expanding 
transgression, the temperatures of sea water were higher than 
during the Early Cretaceous. Various palaeontological data as 
well as data of Isotope palaeothermometry indicate the lowest 
temperatures during the Late Cretaceous in the Early Maa- 
strichtian. Apparently, in the Maastrichtian on the back- " 
ground of an expanding regression a general "deterioration" 
of the climate began, reaching its maximum at the beginning 
of the Danian. 

Some general Statements are made regarding the evolution 
of the climate at the end of the Mesozoic in connection with a 



change in the land/sea (ocean) ratio, the fluctuations of CO2 
concentrations in the atmosphere and the development of the 
terrestrial and marine flora. The dispersal of organisms, their 
taxonomic diversiry during the Late Cretaceous in the general 
scheme corresponded to E. Voigt's (1964) Suggestion that 
thermophile marine organisms were most abundant in the 
Cenomanian and Late Maastrichtian which is not directly as- 
sociated with climatic fluctuations, but reflects a wide occur- 
rence during these time intervals of shallow portions of the sea 
floor subjected to a good heating up. In general the variety of 
planktonic and benthic organisms has been differently affec- 
ted by transgressions and regressions. One can agree with the 
concepts of A. G. Fischer and M. A. Arthur (1977) that, 
owing to the eustatic rise of the ocean level (which resulted in 
an expansion of the areas of Continental seas), the Late Creta- 
ceous represented a polytaxic episode in the evolution of the 
pelagic biota. With the polytaxic episode of 94-62 million 
years very exactly coincides the maximum of white chalk ac- 
cumulation - a formation very characteristic for the European 
palaeobiogeographic region. 

The necessity is recorded to correlate the evolution stages 
of the marine biota with the stages of the organic world evolu- 
tion on land. Data available for the land indicate that a rear- 
rangement of the vegetable kingdom and a very drastic turn in 
the evolution of the most numerous terrestrial animals - in- 
sects - took place at the end of the Aptian - during the Albian 
-or, maybe, even already at the beginning of the Cenomanian 
(Zherikhin, 1978). 



KURZFASSUNG 



Während der Oberkreide wurde die Russische Tafel, die 
Krim und die Transcaspische Region von einer allmählichen 
eustatischen Transgression erfaßt. Sie wird abgelöst im mitt- 
leren Maastricht von einer schnellen eustatischen Regression. 



*) D. P. Naidin, Lehrstuhl für Historische Geologie, Geologische 
Fakultät, Universität Moskau, 117234 Moskau, USSR. 



In verschiedenen Regionen auf der Tafel wird die allgemeine 
Transgression durch relativ kurzfristige Regressionen unter- 
brochen, verursacht durch epirogenetische Vorgänge oder 
durch Auffüllung mit Sediment; nur einige Regressionen sind 
eustatischen Ursprungs. Von West-Kasakstan (östliche Prä- 
caspische Region, Mangyshiak) werden zusätzlich zu älteren 
Daten (Naidin et al. 1980 a, b) neue Ergebnisse über die 
Transgressionen und Regressionen vorgestellt. 



108 



Die Aussagen über die Wassertemperaturen des Meeres auf 
der Tafel und ihrer Umgebung können zur Zeit noch nicht zu 
einem vollständigen Bild zusammengefügt werden. Es ist je- 
doch eindeutig, daß in der Mitte der oberen Kreide, als die 
weitesten Überflutungen herrschten, die Wassenemperatu- 
ren höher lagen als in der Unterkreide. Verschiedene paläon- 
tologische Hinweise und Isotopen-Paläotemperatur-Be- 
stimmungen zeigen die niedrigste Temperatur während 
Oberkreide für das untere Maastricht an. Offensichtlich be- 
gann im Maastricht vor dem Hintergrund einer ausgedehnten 
Regression eine allgemeine Klimaverschlechterung, die ihren 
Höhepunkt mit dem Begmn des Dan erreichte. 

Aligemeine Angaben für Klimaentwicklung am Ende des 
Mesozoikums im Zusammenhang mit der Meer/Land-Vertei- 
lung, der Fluktuation der COi-Konzentration in der Atmo- 
sphäre und der Entwicklung der terrestrischen sowie marinen 
Flora werden aufgezeigt. Die Ausbreitung und die Diversität 
der Organismen während der Oberkreide stimmt in großen 
Zügen überein mit der Angabe von Voigt (1964), daß ther- 
mophile marine Organismen am häufigsten im Cenoman und 
im oberen Maastricht sind; dies steht nicht direkt im Zusam- 



menhang mit den Klimaschwankungen, aber zeigt an, daß 
weite Meeresgebiete sich durch die geringe Wassertiefe gut 
erwärmten. Im allgemeinen wird die Variabilität planktoni- 
scher und benthonischer Organismen durch Transgressionen 
und Regressionen unterschiedlich beeinflußt. In Überein- 
stimmung mit dem Konzept von A. G. Fischer & M. A. Ar- 
thur (1977) (durch eustatischen Meerespiegelanstieg vergrö- 
ßerte sich die Fläche mit Flachmeeren) stellt die Oberkreide 
eine Zeit der Polytaxie in der Entwicklung der pelagischen 
Organismen dar. Mit dieser polytaxischen Episode (von 94 
bis 62 Millionen Jahren) fällt die Hauptbildung der Schreib- 
kreide-Sedimente zusammen. 

Es wird darauf hingewiesen, wie notwendig es ist, die Evo- 
lutionsschritte der marinen Biota mit der Entwicklung auf 
dem Land zu vergleichen. Die verfügbaren Daten aus dem 
terrestrischen Bereich zeigen eine Umgestaltung des Pflan- 
zenreiches und auch einen sehr einschneidenden Wendepunkt 
in der Entwicklung der artenreichsten Tiergruppe, den Insek- 
ten, am Ende des Apt und während des Alb, vielleicht bis zum 
Beginn des Cenoman an (Zherikhin, 1978). 




MY 



Fig. 1 . Diagrams of sea depth fluctuations constructed according to the data of some Upper Cretaceous 

sequences on Mangyshlak and in the Eastern Precaspian. 

I-VI - Upper Cretaceous lithological measures (members) of Mangyshlak. 

1 - terrigenous deposits (sands, sandstones, clays, etc.), 2 - marls, coarse chalk (including "spheric" marls 

and chalk), 3 - predominantly marls, 4 - chalk and chalk - like marls predominant, 5 - organogene-detritic 

limestones, 6 - phosphorites, 7 - phosphorized coprolites, S - higher pyritization, 9 - hardgrounds, 10 - 

bandsof bentonites, II -boundariesbetween the lithological measures of Mangyshlak, 12-phytoherms, 13 

- Marsiipites, 14 - Oxytoma tenukostatu, 15 -large benthic foraminifers of the orbitoid group; planktonic 

foraminifers: ib- Hedbergella, \7 - Marginotruncana, 18 - Globotruncana, - 19- Heterohelicidae, 20- 

Rugoglobigeririii. 

al, als - Albian, Late Albian; cmi, cm2, cmj - Early, Middle, Late Cenomanian; tj, tj - Early, Late Turo- 

nian; cn - Coniacian; sti, st2 - Early, Late Santonian; cpi, cp2 - Early, Late Campanian; m,, mj - Early, 

Late Maastrichtian; dn - Danian. 

Radiometrie time scale - according to D. P. Naidin ( 1982) - with due regard of sedimentometric data for the 

Turonian and Santonian (G. Ernst, 1978) and for the Maastrichtian of the author's material on carbonate 

sequences of Western Kazakhstan. 



109 



Here transgression and regression diagrams are supplied 
compiled according to Upper Cretaceous sequences of We- 
stern Kazakhstan - the extreme south-east of the Russian 
Platform (Eastern Precaspian) and Mangyshlak (Figs 1, 2B). 
Together with our previously published data (Naidin et al., 
1980 a, b) and the material by J. M. Hancock (1976, Fig. 1; 
Hancock & Kauffman, 1979, Fig. 4; see Fig. 2A) new in- 
formation Warrants an appraisal of the evolution of palaeo- 
geographic conditions in the entire European palaeobiogeo- 
graphic region (EPR). 

Lithologically the Upper Cretaceous of Western Kazakh- 
stan is distinctly divided into two unequal parts. The lower 
part consists of essentially terrigenous facies of Cenomanian 
and Lower Turonian age; their thickness comes locally to 
60-75 m. The top part - from Upper Turonian to the Danian 
inclusively - consists of carbonate deposits 360^20 m thick 
(not including the Danian stage deposits). 

The leading factor that determined the Sedimentation and 
organism dispersal in Late Cretaceous seas of the Platform 
and Transcaspian has been their belonging during the Late 
Cretaceous to the EPR. The sublatitudinal trend of the EPR 
Stretch reflects the climatic zonality of the Late Cretaceous in 
Western Eurasia (Naidin, 1973;NAiDiNetal., 1980a, b). The 
extraordinary similarity of fauna in the west and east of the 
EPR is striking. Over the enormous expanses of EPR the 
same belemnites (Naidin, 1973), bryozoans (Voigt, 1967), 
inocerams (Tröger, 1982) and otherfaunistic groups are pre- 
sent. The biostratigraphic subdivision of Upper Cretaceous 
deposits used here is justified in previously published articles 
(Naidin & Kopaevich, 1977; Naidin, 1979 b, 1981). 

Obvious proofs of an alternation of transgressions and re- 
gressions are supplied by coastal portions of the former sea, 
on which there has been a predominant accumulation of terri- 
genous Sediments. Transgressions and regressions can then be 
appraised by the a r e a s in volved in them . The author made an 



attempt to describe the transgressions and regressions by stu- 
dying sequences distant from the coastline of the Late Creta- 
ceous sea in the areas with a predominant carbonate Sedimen- 
tation. In such areas it is, apparently, possible to judge about 
transgressions and regressions on the basis predominantly of a 
reconstruction ofthedepth of palaeobasins. This conclusion 
agrees with the concepts of many geologists a criterion of 
transgressions and regressions can be depths fluctuations: a 
deepening corresponds to transgressions, while a shallowing 
- to regressions. The relation, however, between these two 
pairs of concepts: deepening/shallowing and transgres- 
sion/regression is much more complicated (Naidin et al., 
1980 a). The difficulty is, first of all, in establishing the rela- 
tion between the phases of deepening and shallowing and the 
phases of an expansion and shrinking of the palaeoaquatoria. 
In any case, for shallow-water seas in the first approximation 
it is a fact that their deepening corresponds a transgression and 
a shallowing - a regression. 

Late Cretaceous seas of Western Kazakhstan have been 
shallow basins. In Eastern Precaspian just as in other parts of 
the Russian Platform the depths did not exceed 50-200 m 
(Naidin et al., 1980a: 3 1). On Mangyshlak the depths of Late 
Cretaceous seas during the accumulation of carbonate Sedi- 
ments (measures 3-7; see Fig. 1) were even smaller. During 
some time intervals, when these Sediments have been accumu- 
lating, phytal conditions existed. For instance, in the Upper 
Maastrichtian of the Aksyirtau sequence occur forms greatly 
reminding Turonian-Santonian bioherms of Nonhern France 
and the Maastrichtian-Danian of Denmark, which 
W. J. Kennedy and P. Juignet (1974) associate with the vital 
activity of plants. The shallowness of Late Cretaceous basins 
on Mangyshlak is indicated by the presence of numerous 
hardgrounds surfaces formed under the effect of strong bot- 
tom currents in shallow waters. 



II. 



The Late Cretaceous time in the evolution of palaeogeogra- 
phic conditions on the face of the Earth is connected with the 
expansion of the general smooth eustatic transgression, which 
began in the Albian and became replaced in the middle of the 
Maastrichtian by a rapid regression also of a eustatic nature 
(Naidin et al., 1980a, b; Sliter, 1977; Vail et al., 1977). On 
the general background of eustasy events of a smaller scale 
were taking place. Part of them has apparently also been de- 
termined by eustatic fluctuations of the world ocean level (re- 
gressions at the Coniacian-Santonian boundary, the pre- 
Campanian regression). Another part (the greatest by the 
number of manifestations) has been determined by an epeiro- 
genesis (Fig. 2B). 

Into this scheme nicely fits the evolution of palaeogeogra- 
phy in Eastern Precaspian and Mangyshlak. 

Among the large regional features in the evolution of pa- 
laeogeographic environments of the Late Cretaceous in the 
Precaspian mention should be made of the absence of Upper 
Cenomanian and Lower Turonian depostits, on one band, the 
existence of rather deep-sea conditions in the Late Turonian, 



on the other (Figs 1, 2B). And yet in many regions of the 
World (within the USSR - in the south-west of the Russian 
Platform, in the Crimea and Central Asia) in the Late Ceno- 
manian and Early Turonian there has been a definite deepen- 
ing of the sea. Among other places, this phenomenon can be 
boldly traced on the transgression and regression diagrams for 
Central Asia (Naidin et al., 1980a, Figs 4, 5). J. M. Hancock 
on the basis of data for Western Europe and E. G. Kauffman 
on a material obtained for North America (Hancock, 1976; 
Hancock & Kauffman, 1979) refer one of the major Late 
Cretaceous transgressions to the Early Turonian and associate 
with the Late Turonian a substantial Late Cretaceous regres- 
sion. According to R. A. Reyment (1980) in Western and 
Northern Africa an extensive transgression began in the Late 
Cenomanian and reached its maximum in the Early Turonian 
when the Transsaharan basins became joined up in these re- 
gions of Africa. Very important are data on the southern peri- 
phery of the Baltic shield (Southern Sweden), according to 
which a transgression took place in the very Late Cenomanian 
(the Actinocamax plenus time) (Bergstrom et al., 1973). 



110 




%iO-, 



Western Intenor 
of the USA 



Areas ofmanne deposits 
of Ruisian Plalform 




Fig. 2. A) Fluctuations of the ocean level during the Late Cretaceous. According to j. M. HANCOCK 
(1976, Fig. l)andj. M. Hancock and E. G. Kauffman(1979, Fig. 4).-B) Relationsbetween the areaoc- 
cupied presently by the deposits of Upper Cretaceous stages on the Russian Platform (in % of the total Piat- 
form area) and the assumed depths of Late Cretaceous basins according to D. P. NaiDIN et al. (1980a, 
Fig. 6). - C) Generalized curves of depth fluctuations in Late Cretaceous seas of Eastern Precaspian and 
Mangyshiak. 



There exist, however, quite opposite appraisals of the evolu- 
tion of transgressions and regressions at the Cenomanian-Tu- 
ronian boundary. So G. Ernst and F. Schmid (1979) State 
that a interregional (überregional, i. e. most extensive) regres- 
sion took place in the terminal Cenomanian (the "Plenus Re- 
gression"); in South-Western and South-Eastern Africa an 
extremely large break is present in the sequences at the Upper 
Cenomanian-Lower Turonian boundary (Forster, 1975; 
SiESSER, 1978), i. e. in the same way as in Eastern Precaspian 
and in many other parts of the Russian Platform. 

In this way marked differences become outlined in the In- 
terpretation of the transgression-regression evolution during 
the Late Cenomanian-Turonian. These differences way, pos- 
sibly, be connected with the differences in a stratigraphic refe- 
rence of transgressions and regressions. So, for instance, S. 
W. Petters (1980) thinks that in Western Africa the transgres- 
sion maximum took place not in the Early Turonian, as sug- 
gested by R. A. Reyment, but in the Late Turonian-Conia- 
cian. But it might be that there are also deeper reasons for it. 

Just as on the remaining part of the Platform, there is a most 
pronounced transgressive occurrence in the Precaspian of 
"Pteria beds" of the Campanian base - an Early Campanian 
transgression. 

A very interesting feature in the evolution of the palaeo- 
geography of the Eastern Precaspian is a certain sea deepening 
at the very end of the Maastrichtian (Fig. 1 - diagram for Uil; 
Fig. 2B). This deepening that took place on the background 
of a general eustatic Late Maastrichtian regression can be de- 
tected by the plankton/benthos ratio (P/B). The deepening, 
apparently, corresponds a brief regional transgression, as re- 



sult of which the Upper Maastrichtian deposits on the Mu- 
godzhary and on the eastern flanks of the Urals rest directly 
on Palaeozoic deposits and even on Precambrian rocks (Nai- 
DiN et al., 1980a). 

The transgressive occurence of constantly younger deposits 
of the Upper Cretaceous (including the Maastrichtian) in 
moving from the west eastwards in the Preurals has been 
recorded by P. L. Bezrukov (1938). In the Volga region the 
Lower Maastrichtian in some localities rests on the Albian. 
Cases of a transgressive occurrence of the Maastrichtian are 
known in Bulgaria and Italy. However, we regard all these 
occurrences only as complications of a general regression at 
the end of the Late Cretaceous. 

On Mangyshiak the evolution of the general transgression 
in the Cenomanian has been complicated by local move- 
ments; and yet, just as in the Precaspian and in other substan- 
tial areas of the Russian Platform, beginning with the middle 
of the Cenomanian and throughout nearly the entire Late Ce- 
nomanian there has been a predominance in this region of re- 
gression conditions. 

A very important feature in the evolution of palaeogeogra- 
phy on Mangyshiak during the Late Cretaceous was the 
existence in the early Turonian of sufficiently stable marine 
conditions. Despite a predominance of a terrigenous Sed- 
imentation (measure II), the depths of the Early Turonian ba- 
sin of Mangyshiak (estimated by the P/B ratio) have been 
greater than during the subsequent ages, when carbonate Se- 
diments have been accumulating. In this way by the tendency 
of transgressions and regressions evolution Mangyshiak du- 
ring the Early Turonian approached conditions fixed for the 



111 



south-west of the Platform, the Crimea, Middle Asia and 
many regions beyond the boundaries of the USSR (Fig. 1). 

Beginning with the Late Turonian and to the beginning of 
the Late Santonian, owing to a general rise of the world ocean 
level a carbonate regime of Sedimentation gets estabhshed in 
the area (members III and IV). The pecuharity of the regime 
consisted in an extensive occurrence of CalcisphaeruHdae 
("spheric" chalk). Drastic fluctuations in the completeness of 
the sequences and in the thickness of separate stratigraphic le- 
vels of the members III and IV indicate an unstable tectonic re- 
gime of the region. 

The picture substantially changes beginning with the Late 
Santonian, in other words, since the beginning of the accumu- 
lation of measure V, in the composition of which there is a 
pronounced predominance of chalk. We associate the change 
in the nature of Sedimentation, firstly, with the continued 
global rise of the sea level and, secondly, with a stabilization 
of the tectonic regime of the region. A combined effect of 
these two factors resulted in a general equalization of local 
physico-geographical environments, which led to an accu- 
mulation of thick measure V. The sea depths somewhat chan- 
ged throughout the accumulation time of the measures. At 
certain moments, when thin bentonite bands have been for- 
med, the depths could have been substantial, which is demon- 
strated by a sharp reduction in the number and, sometimes, 
even a complete absence of foraminiferal tests (H. Ernst, 
1978). But on the whole, by the end of the accumulation of 
chalk measures, the sea depths become very small, which, 
among other things, is indicated by an increase in the number 



of hardgrounds surfaces. We see no contradiction between 
the assumed by us genereal eustatic rise of the ocean level and 
the shallowing of the Campanian sea on Mangyshlak: the 
shallowing is connected with a filling out of the Mangyshlak 
sea by Sediments. The possibility of such a process has been 
discussed previously (Naidin et al., 1980 a: 40; Naidin et al., 
1980b: 386, Fig. 10). 

In this way, we refer the beginning of the transgression du- 
ring which measures V have been accumulated, to the Late 
Santonian. This coincides with the data of G. Ernst and 
F. ScHMiD (1979), who distinguish in the GFR a "Marsupites 
transgression" (beds with Marsupites occur transgressively 
on Lower Turonian deposits). 

An amazingly extenisve - cosmopolitan - ränge of Marsu- 
pites from Australia to North America associated with a 
very-very brief time interval is a doubtless proof of a global 
nature of the phenomenon: this has been a moment of a most 
pronounced thalassocraty. 

All the transgressions mentioned have been eustatic. Ho- 
wever, we think, just as T. Matsumoto (1977), that there 
should not always be a complete synchroneity of regressions 
and transgressions and particularly of their maxima in diffe- 
rent areas. Worth attention is the explanation by N. A. Mör- 
NER (1976) of "anomalous" transgressions embracing one re- 
gion, but of untraceable in other regions by the effect of a 
geoidal eustasy. 

In the same way as in other regions of the world fhe Maa- 
strichtian (organogene-detritic measure VI) of Mangyshlak 
has been a time of regression. 



III. 



The presence of numerous discontinuities of a varying scale 
is one of the characteristic features of Upper Cretaceous se- 
quences on Mangyshlak and in Eastern Precaspian. 

An analysis of the size of gaps is of great importance in con- 
structing diagrams for transgressions and regressions. An ap- 
praisal of the scale of gaps has been done for Upper Cretace- 
ous strataof Eastern Precaspian. Methodssuggestedby A. A. 
Saveljev (1971) have been used; they permit to appraise and 
show clearly the stratigraphic scale of the hiatus. By the scale 
of the stratigraphic hiatus four categories of gaps have been di- 
stinguished (Fig. 3). 

The stratigraphically large pre-Upper Turonin break tra- 
ceable on the Platform, which determined a peculiar evolu- 



tion of palaeogeographic environments at the Cenomanian- 
Turonian boundary, over substantial portions of the Plat- 
form, reflected the effect of a regional factor. At the same time 
a stratigraphically minor interval between the Maastrichtian 
and Danian can be traced all over the world and is associated 
with the effect ofa global mechanism (Naidin et al., 1980 a, b; 
Naidin, 1976). 

It is amazing that the events at this boundary were procee- 
ding on the background of a generally one cycle of carbonate 
sedimentogenesis. E. Voigt (1981) with füll justification sta- 
ted that coccolite-bryozoan limestones in the Danian of Eu- 
rope in a natural way complete the carbonate cyclothem of the 
Late Cretaceous. 



IV. 



Before speaking about the cUmatic conditions of the EPR 
during the Late Cretaceous, a few general remarks should be 
made on the palaeociimatic reconstructions. 

The main factors determining a climate are: 1 ) the intensity 
of solar radiation; 2) the concentration of carbon dioxide 
(CO2) in the atmosphere; 3) the land/sea (ocean) ratio. Fluc- 
tuations of these three factors in the geological past are the 



main cause of global changes in the climate. Other factors also 
affect the climate. But no matter how enormous they might be 
imagined (possible migrations of continents, displacements of 
the poles, etc.), they are only of a secondary, regional signifi- 
cance. 

The effect of the first fundamental factor, i. e. the effect of 
the sun leads to the origin on the surface of the globe of clima- 



112 






1 
n 




5 
4 






'//. 




5 



Fig. 3. Types of gaps by the scale of stratigraphic hiatus in Upper 
Cretaceous deposits of Eastern Precaspian. 

The interval embraces the deposits of : 1 — Systems, 2 - parts of Sy- 
stems, 3 - stages, 4 - substages, 5 - deposits are absent. 
P-Permian; P-T-Permo-Triassic; Ji, j2-Lower and Middle Juras- 
sic; Ja - Upper Jurassic; Lower Cretaceous: bs - Berriasian, v - Va- 
langinian; h - Hauterivian; br - Barremian; ap - Aptian; alj, ai,, als - 
Lower, Middle and Upper Aibian; Upper Cretaceous — see caption 
of Fig. 1. 



tic belts. Climatic zonality is the most important manifesta- 
tion of a solar climate. Reconstructions of geological changes 
in the climate are limited f irst of all by the establishment of the 
climatic zonality of the past. It should be noted that in mobili- 
stic palaeoclimatic constructions it is not the climatic zonality 
of the globe that is reconstructed, but mainly the belonging of 
a certain continent to this particular climatic zone. 



We have certain Information on the changes at the end of 
the Mesozoic in the second and third factors. Let us begin 
with the third : the ratio of land and sea expanses. The tremen- 
dous eustatic Late Cretaceous transgression, which lead to an 
expansionof epicontinental basins, undoubtedly resulted also 
m a general global warmmg up as compared with the Early 
Cretaceous. In the middle of the Late Cretaceous, according 
to lithological data and the data of isotope palaeothermome- 
try (Teiss & Naidin, 1973) beyond the Polar Circle on the 
70-75° of N. Lat. surface temperatures of the water were 
1 5-1 7° C. A global regression at the end of the Cretaceous, as 
result of which the area of the land increased and the aquatoria 
shrank, must have lead to a drop in temperature. 

To establish the effect of the second factor is much more 
complicated. The original source of carbon dioxide in the at- 
mosphere is the volcanic activity. It seems that researchers ag- 
ree on this point. It seems that after the papers by S. Arrenius 
and other authors at the end of last Century the greenhouse ef- 
fect on the degree of heating of the atmosphere is not denied 
by anybody. 

M. I. BuDYKO has compiled (1980, Fig. 2-1; 1981, Fig. 3) 
for the Phanerozoic diagrams of changes of volcanic activity 
and CO2 concentration in the atmosphere. It follows from 
these diagrams that first of all there has been a certain intensi- 
fication of volcanic activity during the Cretaceous and its ob- 
vious slackening down at the end of the period, which lasted 
with minor variations throughout the Cenozoic; secondly, an 
increase in CO2 concentration in the Late Cretaceous and a 
marked decrease in this concentration (again with fluctia- 
tions) during the Cenozoic. In this way these data, generelly 
speaking, confirm the conclusion derived from the land/sea 
(ocean) ratio effect. The real pattern has been however much 
more complicated, because in the System atmosphere - land- 
sea (ocean), the State of which actually determines the what 
we call the climate, the CO2 content is controUed by a num- 
ber of factors. The most important of them, undoubtedly, is 
the photosynthetizing activity of the plants. 

An expansion of angiosperms began at the end of the Early 
Cretaceous epoch on land and at the same time (or maybe so- 
mewhat later - in the Cenomanian) a phytoplankton "burst" 
began in the oceans. Obviously a sharp increase in the number 
and mass of CO2 consumers must have meant its high concen- 
trations. It is true that an opposite opinion is also put forth. 
M. I. GoLENKiN and Yu. V. Teslenko (see Vakhrameev, 
1978: 10) associate the replacement of a predominance of 
gymnosperms by angiosperms at the end of the Early Creta- 
ceous with a decrease of the COi amount in the atmosphere. 

Directly related to the problem of transgressions and re- 
gressions is the establishment of the role of phytoplankton 
and the terrestrial flora in regulating the CO2 content. When 
more CO2 had been consumed (and, consequently entered 
the deposits): during the periods of regression (which means 
mainly by a terrestrial flora) or during transgressions (and, 
consequently, predominantly by a marine flora)? 

For the time being there is no satisfactory answer to this 
question. D. M. McLean (1978a) assumes that a leading role 
in combining the atmospheric carbon dioxide belongs to the 
terrestrial flora. That is why in his opinion to the epochs of re- 
gression corresponds a decrease in the CO2 content in the at- 
mosphere, whereas the epochs of transgressions are characte- 



113 



rized by higher CO2 concentrations, which differs from the 
accepted views on the leading role of phytoplanton in the con- 
sumption of CO2 from the atmosphere. In this case, if we re- 
member the greenhouse effect, at an expansion of terrestrial 
areas a refrigeration should take place whill a warming up oc- 
curs during transgressions. 

The papers by D. M. McLean (1978a, b) contain quite an 
extensive bibUography on this problem. Here we are going to 
present briefly cur variant for the evolution of the CO2 con- 
tent and the effect of this process on the evolution of the cli- 
mate at the end of the Mesozoic. 

The supply of the volcanic carbon dioxide in geosynclines 
during the Cretaceous has, apparently, been substantial. Even 
in the white chalk sequences - a most characteristic formation 
of the EPR and, as it would seem, a very distant one from vol- 
canic manifestations - bands of bentonite are quite usual as 
well as various forms of "camouflaged volcanic material" 
(MuRAVjEV, 1976). 

An increase in the amount of CO2 lead, on one band, to a 
rapid development at the end of the Early Cretaceous - the 
beginning of Late Cretaceous of its consumers - terrestrial 
and marine plants, and, on the other band, to a general war- 
ming up throughout the greater part of the Late Cretaceous, 
which happened on the background of a progressing trans- 
gression. The absorption of CO2 by plants and a decrease in 
the supply of a volcanic carbon dioxide resulted in a cooling of 
the atmosphere and of the surface waters in sea basins, this, in 
its turn, increasing the solubility of CO2 in the water and, 
correspondingly, a rise of the CCD level. All this together 
with a developing regression meant a "deterioration" of the 



climate, that began, apparently, during the Early Maastrich- 
tian and reached its maximum at the beginning of theDanian. 

The development of the vegetable cover of the Earth de- 
pending upon the land/sea (ocean) ratio and upon the CO2 
content - is a self-regulating process, operatLng according to 
the biospheric homeostate principle (Barinov, 1972). In a 
more general form the ratio land/sea (ocean), atmosphere and 
terrestrial Vegetation obey mechanisms of autocorrelation 
(FUNNEL, 1981). 

And now about the climatic conditions in EPR during the 
Late Cretaceous. The sea basins of EPR belonged to the sou- 
thern part of a wide warm climatic belt. In the middle of the 
Late Cretaceous, when the aquatoria have been at their lar- 
gest, the temperatures of sea water were higher than during 
the Early Cretaceous. According to micropalaeontological 
(Bettenstaedt, 1962; Wicher, 1953), macropalaeontological 
(Jeletzky, 1951) data, as well as by the dispersal of Coccoli- 
thophoridae (Reinhardt, 1973) and the data of isotope palae- 
othermometry (Teiss & Naidin, 1973) a slight drop in tempe- 
rature took place in the Early Maastrichtian. This fits the ab- 
ove quoted scheme of the colder spells at the end of the Creta- 
ceous period. However, undoubtedly, the process has been 
much more complicated - the refrigeration has not been uni- 
form, which is indicated by somewhat higher temperatures 
(as compared with the Early Maastrichtian) recorded accor- 
ding to the Late Maastrichtian fauna. It is possible that the 
Late Maastrichtian warming up is associaied with the peculia- 
rities of the Late Maastrichtian palaeogeography mentioned 
higher up. Relatively sharp transient temperature fluctuations 
may have occured at the Maastrichtian-Danian boundary 
(Naidin, 1976a: 201). 



V. 



The dispersal of organisms, their taxonomic diversity du- 
ring the Late Cretaceous in a general scheme corresponds the 
Suggestion by E. Voigt (1964) that: thermophile organisms 
have been most abundant in the Cenomanian and Late Maa- 
strichtian; during these time inervals the taxonomic variety 
has been, correspondingly, the greatest. Such a conclusion 
hardly reflects a direct effect of the temperature f actor. Simply 
in the Cenomanian and Late Maastrichtian there have been 
extensive shallow-water portions of the seas subjected to a 
good heating. 

The variety of planktonic and benthic organisms is affected 
differently by transgressions and regressions. It is, probably, 
possible to agree the concepts of A. G. Fischer and M. A. 
Arthur (1977) that the Late Cretaceous owing to an eustatic 
rise of the ocean level (which reasulted in an expansion of the 
aquatoria of epicontinental seas, including the sea of the Piat- 
form), represented a polytaxic episode in the biota evolution 
of the pelagic zone. 

Polytaxic 32 - million - year intervals were separated from 
each other by shorter oligotaxic episodes. The Late Cretace- 
ous polytaxic episode began in the Turonian (94 million years 
ago) and ended at the end of the Maastrichtian (62 million 
years), which nearly ideally coincides with accumulation ma- 
ximum of an extremely peculiar formation of epicontinental 



seas of the EPR - white chalk, the accumulation of which re- 
flects a maximum in the abundance of the phytoplankton. 

In the light of the problem on the establishment of the role 
of terrestrial and marine plants in the CO2 balance of the at- 
mosphere refered to in section IV of this paper, it is most im- 
portant to correlate events that took place in the oceans with 
those that occurred on land. Material available for the land 
shows that a rearrangement of the vegetable kingdom and a 
very drastic change in the evolution of insects took place at the 
end of the Aptian - in the Albian - maybe during the begin- 
ning of the Cenomanina (Zherikhin, 1978). A determining 
role in the organic world does not belong to the largest but 
most numerous organisms that have the greatest biomass 
(Rodendorf & Zherikhin, 1974: 87). In the ocean such orga- 
nisms were planktonic forms, while on the land - invertebra- 
tes, first of all insects. It seems that times of biota rearrange- 
ments (in the oceans oligotaxic episodes according to Fischer 
and Arthur) of the and and sea in general have been more 
lengthy. By such stages of major biogeocenosis changes was 
limited on the whole the Late Cretaceous (nearly exactly cor- 
responding the polytaxic episode 94-62 million years of 
Fischer and Arthur): the Albian (maybe the end of the Ap- 
tian) - nearly the entire Cenomanian to its beginning and the 
end of the Maastrichtian - the beginning of the Danian - after 
it. 



114 



REFERENCES 



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115 



Zitteliana 


10 


115-121 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



A preliminary study of the Upper Cretaceous of the Western 
Tarim Basin (South Xinjiang, China) with special reference to its 

transgressions 



By 

YANG HENG-REN, TANG TIAN-FU, LAN XIU, HU LAN-YING, YU CONG-LIU, ZHANG YI-YONG, 

ZHONG SHI-LAN=' ) & WEI JING-MING'- =■) 

With 2 text figures and 1 plate 



ABSTRACT 



Western Tarim Basin, S. Xinjiang is one of the most impor- 
tant regions for study of marine Cretaceous in China. The 
Upper Cretaceous strata are widespread and well developed 
with about 500 m thickness. They are composed of two 
transgression cycles and contain a great variety of fossils, 
more than ten groups in total. 



The Late Cretaceous faunal assemblages in this area belong 
to the Eastern Mediterranean Subprovince of Tethyan Realm. 
On the whole, they show the same features as those in the 
Central Asia of USSR. The seawater from Tethys sea having 
in vaded at least twice eastward the Taj ik Basin in Central Asia 
of USSR entered into the Western Tarim Basin by way east- 
ward of the Alai mountain Valley. 



KURZFASSUNG 



Das Tarim Becken in Süd-Xinjiang (NW-China) ist eines 
der wichtigsten Gebiete zur Untersuchung der marinen 
Kreide Westchinas. Die Oberkreide ist weitflächig aufge- 
schlossen und erreicht 500 m Mächtigkeit. Die Abfolge zeigt 
2 Transgressions-Zyklen und enthält eine reiche Fauna mit 
Vertretern aus mehr als 10 Gruppen. Die Oberkreide Fau- 
nen-Vergesellschaftungen gehören paläobiogeographisch zur 



Ostmediterranen Subprovinz der Tethys; sie zeigen große 
Ähnlichkeit zu gleichalten Ablagerungen im zentralasiati- 
schen Teil der USSR. Das Meer aus der Tethys griff minde- 
stens zweimal ostwärts über das Tajik Becken (Zentralasien, 
USSR) hinaus und gelangte nach Osten über die Alai-Ge- 
birgs-Furche bis in das westliche Tarim Becken. 



INTRODUCTION 



Situated in Northwestern China the Western Tarim Basin is 
one of the most important regions for the study of marine 
Cretaceous strata in China, where the Upper Cretaceous is 
widespread and dominated by marine Sediments. Over the 
past two decades, various prospecting teams from the petro- 
geological departments have made contributions to the Classi- 
fication and correlation of the Upper Cretaceous, establish- 



*) Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sinica, 

Chi-Ming-Ssu, Nanjing, China; 
'"'■) Exploration and Development Research Institute, Xinjiang Pe- 
troleum Administration, Urumchi, China. 



ment stratigraphical and paleontological sequences, naming 
formations and looking into the problem of transgressions. 

According to previous authors, the Upper Cretaceous con- 
sists ascendingly of such formations as Kukebai, Wuyitake, 
Yigeziya and Tuyilouke, characterized mainly by terrigenous 
clasts, carbonate rocks and evaporites, in association with 
plenty of bivales, ostracods, foraminifera, gastropods, serpu- 
loidea, ammonites, echinoids, brachiopods, bryozoans, di- 
noflagellates, calcareous algae and sporo-poUen, some of 
which, however, have not yet been studied. The Kukebai 
Formation yields fossils in great abundance, and the Yigeziya 
Formation comes next. In the Wuyitake Formation occurs 



116 



sporo-poUen, while in the Tuyilouke Formation appear only 
fragmentary remains. As a result of cur study, it is suggested 
that the ages of the above foimations are Cenomanian, Turo- 
nian, Turonian-Senonian, Senonian-Maastrichtian and Maa- 
strichtian respectively. 



This paper was the results from a field investigation during 
the Summer of 1 980 in such counties as Ulugqat, Yengisar and 
Yarkant m southern Xinjiang (Fig. 1 ). Here is a brief account 
of the Upper Cretaceous biotic aspects as well as its trans- 
gresions. 



STRATIGRAPHY 



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Wuqia ( Uluqqot ) 






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Fig. 1. Locationof study area in Western Tarim 
Basin, S. Xinjiang. 



In W Tarim Basin, the Upper Cretaceous is widely distri- 
buted along the foot of southern Mt. Tianshan and Mt. Kun- 
lun. The strata, about 500 m thick, are well exposed and di- 
stinct in sequence. Generally, there is an extensive spread of 
fossil groups with a remarkable vertical Variation. 

Based on lithology and fossils, the Upper Cretaceous may 
be divided into four formations, commonly conformable 
with each other. The stratigraphical sequence in ascending 
Order is as foUows: 

Kukebai Formation. This formation conformably 
overlies the Continental Lower Cretaceous Kezelesu Group, 
which may be subdivided into two members. 

Lower Member: This member, 93,61 m thick, may be sub- 
divided into four parts: grey whitish fine sandstones at the 
base, variegated silty mud stones, mud stones intercalated 
with dolomites and gypsums in the lower part; grey biomicri- 
tes in the middle and dark grey mud stones intercalated with 
dolomites in the upper. Atthe very base an imprint of marine 
bivales Anadara was found for the first time. In the middle 
and upper part there occur abundant fossils, including fora- 
minifers Orientalia exilis Bykova, etc., commonly known 
from the Cenomanian in Central Asia of USSR.; bivalves 
Rhynchostreon and Planocaprlna (Akeche section) etc., 
known from the Cenomanian-Turonian in Asia, Europe and 
America, and from the Albian-Cenomanian in Mexico and 
other countries respectively; ostracods "Cytherettinella", 



etc., known from the Cenomanian-Turonian in Central 
Asia, USSR; dinoflagellates Cydonephelium vanophorum 
Davey, etc., known mainly from the Cenomanian in Britain 
and Canada. Besides, the rieh sporo-pollen characterized by 
the Interulobites-Taurocusporites assemblage, which is chief- 
ly composed of Schizaeoisporites spp., Interulobites spp., 
and Taurocusporttes spp., and is especially predominated by 
Pteridophyta most probably of Cenomanian age. The age of 
the above-mentioned fossils tends to be Cenomanian and, 
consequently, the Lower Member of the Kukebai Formation 
is regarded as the Cenomanian. 

Upper Member: On the basis of the lithofacies and biotic 
assemblages, this member, attaining a total thickness of 
83,87 m, is subdivisible into two parts. The lower part con- 
sists of grey Osfrea-limestones, while the upper part is com- 
posed of dark grey mud stones intercalated with biomicrites, 
yielding very abundant fossils, some of which such as ammo- 
nites, gastropods, etc., are present only in a few beds. The bi- 
valves in the lower part are represented mainly by Ostrea de- 
lettrei Coquand, forming a coquina bed, known from the 
Turonian in Central Asia, decreasing upward in numbers and 
replaced by plenty Trigonia (Korobokovitrigonia) , Trigonar- 
Cd, etc., the former being found from Barremian-Turonian in 
Central Asia, Algeria, Spain and other countries, while the 
latter from the Upper Cretaceous in India, Africa, Europe 
and America respectively. The ammonites represented here 
by Thomasites occurs widely in the beds of Tethyan region 
generally thought to be early Turonian, with records from 
Algeria, Egypt, Lebanon, Syria, Spain, southeastern France, 
Nigeria and Turkestan. The ostracods assemblage containing 
Schuleridea atraxa Mandelstam et Andreev, "Cytherettinel- 
la" mandebtami Andkeev, Alatacy there turonica (Mandel- 
stam), "Tetisocypris" proceraformis (Mandelstam), "Bron- 
steiniana" sp., etc., known from Turonian in Central Asia of 
USSR., also shows similarities to those in Egypt and other 
coastalMediterranean countries. Gastropods such AsHelicau- 
lax securifera (Forb.) is found from the Cenomanian-Turo- 
nian in India. Dinoflagellates Odontochitina operculata 
(Wetzel), is known as the zonal fossil from Campanian in E 
Canada and Texas of USA. Sporo-pollen characterized by 
Trisolissporites-Cranwellia assemblage contains mainly Schi- 
zaeoisporites spp. and Trisolissporites spp., etc., in which the 
quantity and species of Angiosperm were on the increase, 
suggesting an age of Turonian. Judging from ammonites and 
other fossils, it is preferable to assign the Upper Member of 
Kukebai Formation to the Turonian age. 

Wuyitake Formation: This formation, 87,1 1 m thick, 
may be subdivided mto four parts : grey greenish, dark brown 
argillaceous siltstones and silty mud stones intercalated with 
thin-and thick-bedded gypsums in the lower part; white 



117 



t h 



q y 



M a 



F o s s 



Transgression 
— Regression 



„j^y^v^„._r i ij Bp;,„n reddish sandstones-conglo- 
merat-es and sandstones intercala- 
ted wr+h gypsums 



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5 



Brown reddish , gre_y limes+ones 



Pink limestones in + ercalated with 
rudist limestones 



Biradiahfes bo/djuanensis , Oscuhgera 
Paijenborchella cf. asiaiica . 
"Bronsi'&inianci sp. 



Pi nk i I mestones 



Grey grey greemsh limestones, 
dolomites and rudist lime- 
stones mtercalated with grey 
greemsh mud stones 




Vaneqated siltstones 



MMKHXJtAMMflflg 



Dark purple mud stones intercala- 
ted with gypsums 




White thick bedded gypsums 



Grey greenrsh ,dark brown argilla- 
ceous siltstones and silty mud 
stones intercglgted with gypsums 



Schizaeoisporiies spp ., Senega/ospor/7es 
spp., L^godium cf. obsoiefum , Xinjiang- 
pollis spp. 



Dark grey mud stones intercala- 
ted with limestones 



1-1 T 



^^T^ 



- I - I 



I?: 



Grey ostreo limestones 



- -/ 



Dark grey mud stones intercala- 
ted with dolomites 



^^ 



T^^ 



~n^T 



J^ T Grey I ime stones 



^TIT lllTP-TT- 



l/ariegated Silty mud stones, 
mud stones intercalated with 
dolomites and gypsums 



Osti^Ba delefirei , Trigoma ikorobokovitrigonia), 

Trigonarca 

Uvigermammina jankoi 

Schu/eridea aAraxa , Alafacyfhere furonica . 

' C'jtherefhnella " mandelstarni 

Jhomasifes koulabicus , P/acenficeras placenta 

Helicaulax securifera . ßilhfusus steliczkai, 

Gyrodes teneltus 

Odonfochifina opercu/afa , Pferospermella 

sp. 

Schizaeoisponfes spp. ^Trisolissponfes spp.^ 

Zlivisporis 5pp._, üabonisponfes spp., 

Jugella spp., Cranwelha spp. 



Rhyncosfrean , Planocarprina , Anadara 

Orienfalia ex.ilis, Placopsilma ,Haplophrag- 

nium luekei 

'^Cyfherefiinella" ^p. , Alafacy^here sp. 

Cyclonephehum vannophorum . SubtHisphaera 

sp, 

Schizaeoisponfes spp. ,Inferu/obife5 spp.^ 

Taurocusporifes spp., CIcatr/cosispor/fes 

spp., Tricolpites sp. 




Legend 



E 



^ 



[^Z, 



Sand- Siltstone Sandsfone Silty mud Arqilloceous Mud stone Reef Bioclostic Dolomite Gypsum Binds eye Pellet 

stone -Congio- stone siltstone limestone limestone structure 

merate 

M A Manne strata NM Nonmarine st rata 

Fig. 2. Schematic Stratigraphy of the Upper Cretaceous in Ulugqat and Yengisar districts, S. Xinjiang. 



118 



thick-bedded gypsums in the middle; dark purple mud stones 
intercalated with gypsums in the upper and variegated siltsto- 
nes at the top. So far only sporo-poUen has been found in the 
lower part, consisting mainly of Schizaeoisporites spp. , Sene- 
galspontes sp. and Lygodium cf. ohsoletum, in which the 
Pteridophyta is predominant, bearing the same assemblage as 
that of the Upper Meniber of Kukebai Formation. However, 
the Angiosperm becomes even more abundant both m quan- 
tity and in species, its age still belonging to Turonian. Taken 
into account the sporo-pollen in the lower part as well as the 
age of the overlying Yigeziya Formation, the Wuyitake For- 
mation seems to belong to Turonian-Senonian. 

Yigeziya Formation: According to the lithological 
characters, this formation, with a total thickness of 162 m, 
may be subdivided into four parts: grey, grey greenish bio- 
clast-bearing micrites, calcareous microcrystalline dolostones 
bearing bioclasts and rudist limestones intercalated with grey 
greenish mud stones in the lower part; pink bioclast-bearing 
micrites in the middle; pink forams-bearing micrites with 
birds eye structure intercalated with a few reddish limestones 



in the upper and brown reddish, grey bioclast-bearing micri- 
tes at the top. The rudists mainly found in the lower and upper 
parts, carry Osculigera and Biradiolites boldjuanensis Bob- 
KOVA, the former being known to exist from the Senonia-Maa- 
strichtian in Iran, while the latter from the Maastrichtian in 
Central Asia of USSR. Ostracods such as Paijenborchella cf. 
asiaticci Andreev in the lower part was originally reported 
from the Campanian-Maastrichtian in Central Asia, USSR. 
Based on the bivales and ostracods, this formation may be- 
long to the Senonian-Maastrichtian age. 

Tuyilouke Formation: This formation, about 80 m 
thick, is disconformably or unconformably overlain by the 
Paleocene Aertashi Formation. It consists of brown reddish 
sandstones-conglomerates and fine to medium-grained sand- 
stones intercalated with gypsums, with a few fragments of fo- 
raminifers, bryozoans, echinoids and gastropods. From the 
ages of the underlying and overlying formations, the Tuyi- 
louke Formation may be presumably assigned to the Maa- 
strichtian age. 



TRANSGRESSIONS AND REGRESSIONS 



Based on the characteristics of the depositional formation 
of strata, lithology and fossils (fig. 2), the Upper Cretaceous 
is divided into two cycles of transgressions-regressions: the 
first cycle ranging from the Kukebai Formation to the Wuyi- 
take Formation, and the second from the Yigeziya Formation 
to the Tuyilouke Formation. 

In the first cycle the base of Kukebai Formation consists 
mainly of terrestrial deposits along with some gypsums and a 
few marine beds, indicating the beginning of transgression, 
then foUowed by grey biomicrites - dark grey mud stones - 
grey Osfrea- limestones - dark grey mudstones, representing 
the main phase of the transgression. The fossils contained in 
the formation are dominated by benthonic and some plankto- 
nic faunas, such as ostrea, bryozoans, serpuloidea and am- 
monites, a fact which suggests that the depth of seawater os- 
cillated between the shoal and the basinal gulf of shallow sea. 
In the Wuyitake Formation there are variegated sandstones 
and mud stones intercalated with several gypsum beds, reflec- 
ting an accumulation mainly in a lagoonal environment as a 
result of regressions. Results of sporo-pollen analysis show 
that the first cycle was deposited under tropical and subtropi- 
cal conditions, while the presence of gypsums at the early and 
later stages was attributed to an arid climatic condition. 

The second cycle differs somewhat from the first cycle in 
being presented by transgression carbonate rocks of the Yige- 
ziya Formation, which consist of grey biomicrites and rudist 
limestones intercalated with a few mud stones, showing that 
the transgression had reached its peak. The continuation of 
transgression and the shallowing of depositional environment 
is evidenced by pink biomicrites and pellet micrites, wherein 



the birds eye structures and some rudist limestones sometimes 
occur, indicating a rather shallow-water environment under 
upper subtidal to intertidal condition, occasionally restricted 
to the subtidal ränge, that is to say the seawater starting to re- 
treat. The Tuyilouke Formation consists of brown reddish 
sandstones - conglomerates and bioclast - bearing micrites in- 
tercalated with gypsums, carrying fragments of foraminifers, 
etc., indicating the beginning of regressive stage, presumably 
to be deposited under rather hot and arid tropical environ- 
ments. 

From the foregoing, it is clear that after a long period of 
Continental deposition in Jurassic and Early Cretaceous, there 
were twice moderate transgressions in this region, one ran- 
ging from Cenomanian to Turonian, the other from Senonian 
to Maastrichtian. The seawater from the Tethys having inva- 
ded eastward theTajik Basin in Central Asia of USSR entered 
into the depression between southern Mt. Tianshan and Mt. 
Kunlun of China by way eastward of the Alai mountain Val- 
ley, extending eastward again to the east of Ulugqat, turning 
to the southeast and reaching finally to southeastern Guma, 
formin g a long and narrow shallow gulf. 

In W Tarim Basin, the Late Cretaceous transgressive-re- 
gressive pattem chart indicates that T7 (Global transgressive 
[eustatic] peak terms of Hancok and Kauffman, 1979) Stands 
for the regression, whilst T6, T8 and T9 the peak of transgres- 
sion. These figures are approximately in coincidance with 
those in Kauffman (1981) NE and NW China chart, but ra- 
ther differ from those in the Global and S-Tibet ones in which 
T7 represents a transgressive peak, while T8 and T9 refer to 
two minor transgressive peaks. 



119 



CONCLUSIONS 



1 . On the whole, the Upper Cretaceous faunal assemblages 
(see pl. 1 ) in this region show the same features as those in cen- 
tral Asia of USSR. They are mainly endemic in forms, belon- 
ging to the Eastem Mediterranean Subprovince of Tethyan 
Realm, differing, however, from that of the Southern Tibetan 
Subprovince. 

2. During the Late Cretaceous the seawater from the Te- 
thyan sea having invaded eastward the Central Asian region of 
USSR entered seperately into the western Tarim Basin by way 
of the Alai mountain valley, forming a gulf of shallow sea, 
which was the easternmost locahty of the Tethys in S. Xin- 
jiang and which was twice undergone transgressions and re- 
gressions differing somewhat from those of the global events 
in the late Cretaceous period. 



ACKNOWLEDGEMENTS 

The writers wish to express their sincere thanks to Profs. Mu En- 
ZHI and HOU YOU-TANG for their critical reading of manuscript. 
They much indebted to He Cheng-QUAN, Pan Hua-ZHANG and He 
GuO-XIONG for identifying some fossil groups, as well as XUE YaO- 
SONG for designation a part of rock names and some Information on 
the depositional environment. Particularly thanks are due to Mr. 
Zou Zhi-XUE for correcting the English manuscript. Finally , the wri- 
ters are grateful to those in the technological department of this Insti- 
tute for taking photographs of the specimens, and drawing maps and 
Charts etc. 



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Plate I 
The biotic assemblages of the Upper Cretaceous of the Wetsern Tarim basin, Xinjiang. 

The Lower Member of Kukebai Formation: 

1- 2. Anadara sp. 

3. Placopsilina cenomana D'ORBlGlvfY 

4. Onentaliaexilii BykOVA 

5. Cydonepheliiim vanophoriim Davey 
6- 7. Tauroscusporites spp. 

8-10. Interulobites spp. 

11-12. Cicutricosispontes spp. 

13-14. Schiziieoisporites spp . 

13. Tricoipites sp. 

16. Cltissopollis sp. 

The Upper Member of Kukebai Formation: 

1- 3. Placenticeras placenta Dekay 

4- 6. Thomasites koulabkiis (Kler) 

7. Trigoma (Korobokovitngonia) fergMiensis Arhk. 

8. Ostrea delettrei COQUAND 

9. Trigonarca passyana (D'Orbigny) 

10. Gyrodes tenellus Stouczka 

1 1 . Helicaulax secunfera (FORB.) 

12. Billifusus stoliczkai (COLLIGNON) 

13. Uvigerin jninuna sp. 

14. ,,Tetiwcyprii" procemformis (MandelsTAM) 

15. Schuleridea atraxa Mandei.STAM et Andreev 

16. ,, Broristeiniana" sp. 

17. Alatacythere turomca (Mandelstam) 

18. Brachy cythere sp. 

19. ,,Cytheretnriella" mandelstutni Andreev 
20-22. Odontochitina opercuUta (Wetzel) 
23-26. Schizaeoisporites spp. 

27. Tnsolisspontes spp. 

28. Zlivisporis sp. 

29. Gabonisporites spp. 
30-3 1 . Cycadopites spp . 

32. Jiigella sp. 

33. Cranwellia sp. 

TheWuyitake Formation : 

1. Lygodiiim cf. obsoletum E. Iv. 

2- 3. Schizaeoispontei spp. 
5- 6. Xinjiangpollis sp. 

7. Pentapollenites sp. 

The Y i g e z i y a Formation : 

1- 2. Osculigera sp. 

3- 4. BimdioUtes boldjuanensis BOBKOVA 

5. ,, Cytherettinella" sp. 

6. Brachycythere sp. 

7. Xestoleberis sp. 

8. Paijenborchella cf. astatica ANDREEV 

9. ,, Bronstetnijriti" sp. 



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123 



Zitteliana 


10 


123-141 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Ammoniten und planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner 
Mergeln (Regensburger Kreide, Nordostbayem) 



Von 
REINHARD FÖRSTER, ROLF MEYER & HANS RISCH"' 

Mit 2 Abbildungen und 3 Tafeln 



KURZFASSUNG 



Aus den Eibrunner Mergeln (Obercenoman/Unterturon) 
wird erstmals eine umfangreiche Ammonitenfauna beschrie- 
ben; sie umfaßt 10 Arten, die 8 Gattungen zugeordnet wer- 
den. Die Fauna läßt sich mit ganz ähnUchen Faunen des An- 
glo-Pariser Beckens vergleichen, charakteristisch für die 
obercenomane Metoicoceras geslinianum Zone der plenus- 



Mergel. Die Cenoman-Turon-Grenze liegt nach planktoni- 
schen Foraminiferen am Benberg unmittelbar über einer mar- 
kanten Kalkmergellage (ca. 2,3 m über der Basis), die noch 
vereinzelt Metoicoceras geslinianum (d'Orb.) führt. In den 
Eibrunner Mergeln konnten die höhere cushmani-, ar- 
chaeocretacea- und helvetica-Xont nachgewiesen werden. 



ABSTRACT 



An ammonite fauna from the Eibrunner Mergel (Upper 
Cenomanian and LowerTuronian) is described; it comprises 
10 species, referred to 8 genera. They can be correlated with 
similar faunas from the Anglo-Paris Basin, equivalent to the 
Late Cenomanian Metoicoceras geslinianum Zone of the Ple- 
nus Marls. The correlation by planktonic foraminifers shows 



that in the sequence of the Benberg the Cenomanian-Turo- 
nian boundary lies just above a significant marly limestone 
band with the last occurrence of Metoicoceras geslinianum 
(d'Orb. ). The marls can be equated with the upper cushmani, 
the archaeocretacea and helvetica Zones. 



EINLEITUNG 



In den 40 Jahren seit der ersten zusammenfassenden Bear- 
beitung der Makrofauna der Regensburger Kreide durch 
Dacqu£ (1939) sind über die Eibrunner Mergel nur wenige 
ergänzende Daten (Oschmann 1958: 78; Bauberger et al. 
1969: 112; Weiss 1982: 68) veröffentlicht worden. Die allge- 
mein ungünstigen Aufschlußverhältnisse, das Verschwinden 
vieler alter Fundstellen durch Verfüllung und Bebauung, die 
Seltenheit von Makrofossilien und ihre meist mäßige Erhal- 
tung bewirkten ein nur geringes Interesse bei Sammlern und 
Institutionen, so daß nur wenig neue Informationen und Ma- 
terial zusammen kamen. Dagegen nahm die Kenntnis der Mi- 
krofaunen mit der zunehmenden Bohrtätigkeit ständig zu. 



■'■') R. Forster, Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und 
historische Geologie, Richard- Wagner-Straße 10, D-8000 Mün- 
chen 2; R. Meyer, H. RisCH, Bayerisches Geologisches Landes- 
amt, Prinzregentenstraße 28, D-8000 München 22. 



Dacqu6 hatte ausschließlich auf altes Sammlungsmaterial zu- 
rückgreifen müssen, welches, wie er selbst bedauernd 
schrieb, ,, vielfach unzureichend etikettiert" war; so ergaben 
sich zwangsläufig beträchtliche Abweichungen in der strati- 
graphischen Einstufung alter Fundstellen mittels Makro- und 
Mikrofaunen. 

Funde von Ammoniten sind in der Regensburger Kreide 
insgesamt sehr selten. Die ersten Ammoniten aus den Ei- 
brunner Mergeln (Acanthoceras rhotomagense [Brong.], 
Calycoceras naviculare [Mant.]) erwähnte bereits Gümbel 
(1868: 753). DacquE (1939) beschrieb sechs weitere Arten 
(Mantelliceras mantelli [Sow.], Puzosia gesliniana [d'Orb.], 
Turrilites costatus Lam., Scaphites aequalis Sow., Scaphites 
rochatianus d'Orb. und Baculites subbaculoides Geinitz); 
davon überstanden nur drei Exemplare die Kriegseinwirkun- 
gen in München und Regensburg; C. cf. naviculare aus dem 
Grünsandstein von Kapfeiberg (Taf. 4, Fig. 2, s. S. 131), 



124 




Abb. 1: Lageskizze des Aufschlusses im Autobahn-Einschnitt am Benberg (BAB A 93, Regensburg • 
Weiden), ca. 6,5 km nördhch Regensburg (Blatt Regensburg Nr. 6938; R 4507 200, H 5438 000). 



S. rochatianus (Taf. 16, Fig. 34 = Worthoceras vermiculum, 
s.S. 130)und ß. SK/;'/'tiar/oic/«(Taf. 6, Fig. 6, s. S. 131) aus den 
Eibrunner Mergeln vom Winzerberg. Bei den beiden anderen 
abgebildeten Stücken vom Winzerberg dürfte es sich um 
Fehlbestimmungen gehandelt haben. Dacque's A. rhotoma- 
gense (Taf. 6, Fig. 5) entspricht weitgehend E. septemserui- 
f«m (Cragin) (s. S. 132)und Af. w^nfe//; (Taf. 2, Fig. 13, 14) 
P. dentonense (Mori-man) (s. S. 132). Ungeklärt bleibt die ta- 
xonomische Stellung der beiden restlichen Ammoniten, da sie 
weder abgebildet noch ausreichend beschrieben wurden und 
auch ihr Fundort unbekannt ist. 

Beim Neubau der Autobahn Regensburg-Weiden entstan- 
den zahlreiche neue, wenn auch meist nur kurzfristige Auf- 
schlüsse. Westlich des Regen bei Zeitlam, ca. 6,5 km nördlich 
Regensburg war in bis zu 30 m tiefen Einschnitten in den 
Benberg, Otterberg und Altenberg die gesamte obercenoma- 



ne/unterturone Schichtenfolge vom Grünsandstein bis in die 
Reinhausener Schichten aufgeschlossen. Nach einer ersten 
Einstufung mittels planktonischer Foraminiferen wurde der 
südlichste Einschnitt am Benberg als Standardprofil ausge- 
wählt und beim 2. Kreide-Symposium in München (1982) 
vorgestellt (s. Exkursionsführer: A 34). Während der Exkur- 
sion wurden im tieferen Teil der Eibrunner Mergel einige 
Ammoniten gefunden. Eine anschließende Grabung lieferte 
eine individuenreiche, jedoch anenarme Fauna. Sie stammt 
ausschließlich aus einer einzigen, ca. 40 cm mächtigen Lage 
aus der obersten cushmani-Zone. Die weiter nördlich gelege- 
nen Einschnitte erbrachten eine fast identische Gliederung 
der Eibrunner Mergel, wobei das Faunenbild lokal vor allem 
im höheren Teil sehr verarmt, vermutlich durch Verwitte- 
rungseinflüsse. 



125 



STRATIGRAPHIE 



Der Autobahneinschnitt am Benberg erschließt im Liegen- 
den ca. 15 m hellgraue Massenkalke des Malm Epsilon 
(Oberkimmeridge). Sie sind teilweise stärker verkarstet und 
von Höhlen durchzogen. Mehrere Meter tiefe Karsttaschen 
sind mit hellweißen bis tiefroten groben Sanden und Kaolin- 
tonen der Schutzfelsschichten gefüllt, zum Teil mit deut- 



lichen Sackungserscheinungen. Die fluviatil-terrestrischen 
Füllungen schließen lokal mit cinerea. 15 cm mächtigen Lage 
kohlig-schwarzer Pflanzentone ab, teils mit einem fossilen 
Wurzelboden. Sie enthalten zwar zahlreiche kohlige Pflan- 
zenreste, jedoch keine Pollen. Diskordant über Malm und 
Schutzfelsschichten folgt mit einer fast ebenen Transgres- 



feinkornige. kieselige 
Kalksandsteine 



dunkle Mergel 



Kalkmergelbank j 




P helvetica 



W. archaeocretacea 



1 M. geslinianum 
R. cushmani 



Karsttaschen mit 
Sctiutzfelssctiictiten 
in Schwammkalken 
des Malm 



Abb. 2: Lithologisches Profil im Autobahn-Einschnitt am Benberg mit der Abfolge von Schutzfels- 
schichten in Karsttaschen (bis 10 m) in den liegenden Schwammkalken des Malm Epsilon, Regensburger 
Grünsandstein (8,75 m), Eibrunner Mergel (ca. 7,5-8,5 m) und Reinhausener Schichten (>15 m). 



126 



sionsfläche der Regensburger Grünsandstein (Oberce- 
noman) mit einer Mächtigkeit von etwa 8,75 m. Es handelt 
sich hier um die dickbankige (1-3 m) Ausbildung eines fein- 
bis mittelkörnigen Glaukonitkalksandsteins mit zahlreichen 
Freß/Grabbauten und einer reichen Muschelfauna (insbeson- 
dere Exogyra columba LAM., Merklinia aspera [LAM.]). 
Die typische Fazies des oberen, plattigen Grünsandsteins ist 
nur durch eine Abnahme der Bankmächtigkeit im oberen 
Drittel angedeutet. 

Mit scharfer Grenze folgen über dem Grünsandstein 
7,50-8,50 m mächtige Eibrunner Mergel; genaue Mäch- 
tigkeitsangaben waren nicht möglich, da zu den hangenden 
kieselig-kalkigen Reinhausener Schichten ein kontinuierli- 
cher Übergang besteht. Die dunkelgrauen, verwittert mehr 
grünlichbraunen, Pyrit-reichen, feinsandigen, glimmerhalti- 
gen, gelegentlich undeutlich feingeschichteten Mergel enthal- 
ten vor allem an der Basis noch etwas gröberen Glaukonit- 
sand. Der Kalkgehalt des frischen Mergels liegt (nach Salger) 
etwa zwischen 6 und 34%. Der Feinsandgehalt schwankt 
nach Eliminierung des unsicheren Karbonatanteils gewöhn- 
lich um 20% (±10%). Ab 7,20 m steigt er stetig an von zu- 
nächst 30% bis auf über 50% (bei 8 m) und zeigt so den all- 
mählichen unscharfen Übergang in die Reinhausener Schich- 
ten an. Die Hauptbestandteile der Eibrunner Mergel sind die 
Tonminerale Montmorillonit (85% des Ton- Anteils in der 
Fossillage) und lUit (15%). 

Die insgesamt eintönige, uniforme, an Makrofossilien ex- 
trem arme Folge wird 1,7 m über der Basis durch eine 
20-40 cm mächtige, stark bioturbate Lage unterbrochen. Sie 
ist gegenüber den liegenden und hangenden Mergeln von ei- 
nem dichten Netzwerk von C/)o«(/nfe5-Freßbauten durch- 
setzt und lieferte eine für die Eibrunner Mergel einmalig rei- 
che Fauna. Die Ammoniten sprechen eindeutig für ein höhe- 
res Obercenoman-Alter (Metoicoceras geslinutnum Zone). 

Ab 2,10 m folgt - bei einem nach oben rasch ansteigenden 
Karbonatgehalt - eine 15-20 cm mächtige, teils bankartige, 
teils knollig absondernde Kalkmergel-Lage; sie führt gele- 
gentlich noch Einzelklappen größerer Bivalven, M. geslima- 
num, Sciponoceras und Actinocamax sp. Darüber setzen er- 
neut die dunklen, uniformen Mergel ein, die ab 8 m kontinu- 
ierlich in die hellen Reinhausener Schichten übergehen. Nach 
dem mikropaläontologischen Befund mittels planktonischer 
Foraminiferen reicht die obercenomane cushmani-2.one bis 
mindestens 2,3 m, d. h. bis über die Kalkmergelbank. Ab 
2,6 m tritt erstmals Whiteinella archaeocretacea (Pessagno) 
auf (Grenzbereich Cenoman/Turon = Zone ä grandes Glo- 
bigeruies Sigai ) und reicht bis mindestens 3,6 m. Ab 4 m 
setzt Praeglobotruncana helvetica (Bolli) ein und ist bis 
6,9 m nachweisbar, d. h. ab hier gehören die Mergel ins Un- 
terturon. In den höheren Partien des Profils kommt es zu ei- 
ner zunehmenden Verarmung an kalkschaligem Plankton, 
während der Anteil an Sandschalern zunimmt. Dieser schein- 
bare faunistische Wechsel ist zumindest lokal auf die starke 
Entkalkung bei späteren Verwitterungsvorgängen zurückzu- 
führen, wobei gleichzeitig eine deutliche Aufhellung der 
dunklen Mergel durch die Oxydation des hohen, feinveneil- 
ten Pyritgehalts erfolgte. Das dürfte auch der Grund dafür 
sein, daß hier am Benberg Marginotruncana schneegansi (Si- 
gal) und damit die schneegansi-Zone für den oberen Teil der 
Eibrunner Mergel nicht nachgewiesen werden konnte wie am 



Mühlberg bei Bad Abbach ca. 15 km weiter südlich (Weiss 
1981: 281). 

Ab 7,5 m schalten sich zunehmend dünne kieselige, fein- 
körnige Kalksandsteinlagen ein, bzw. in verwittertem Zu- 
stand helle, leichte Kieselskelensandsteine, bis schließlich ab 
8,5 m die kieselig-kalkige Fazies der Reinhausener 
Schichten vorherrscht. Diese werden nach 10-15 m durch 
tertiäre Rotlehme und Sande gekappt und überdeckt. Die 
Reinhausener Schichten enthalten nur eine arme Makro- und 
Mikrofauna (Bivalven, u. a. Inocerumus labiatus Schloth., 
Seeigelreste, Sandschaler). Sie sind reich an Schwamm-Spicu- 
lae. Schon im tiefsten Teil (erstmals bei 8,4 m) treten zwi- 
schen den bis zu 1 m mächtigen, von Homsteinen durchsetz- 
ten hellen Kalksandsteinbänken einzelne dünne (bis 0,25 m) 
mürbe Glaukonitsandmergel-Lagen auf mit einer armen 
Sandschalerfauna und mit Fischzähnchen. 

Der mikropaläontologische Befund lieferte folgende Glie- 
derung: 

9,70 m (A 80/82) Rugoglobigerinidae 

Arenobulimina sp. 
Psammosphaerea sp. 

6,90 m (A 78/82) Praeglobotruncana helvetica (BOLLi) 

Whiteinella archaeocretacea PesSAGNO 
Whiteinella brittonensis 

(LOEBLICH & TaPPAN) 
Hedbergella sp. 
Gavelinella sp. 
Frondicularia sp. 
Margmulina sp. 
Dentalina sp. 
Psarnrnosphaera sp. 
Ostracoda: Cytherelloidea sp. 
Alter: helvetica-'Lone 

5,40 m (A 77/82) Praeglobotruncana aionalensis (SlGAL) 

Lingulogavelinella globosa (BrotZEN) 
Gavelinella div. sp. 
Arenobulimina div. sp. 
Psarnrnosphaera sp. 
Fischzähnchen 

4,00 m (A 76/82) Praeglobotruncana helvetica 

(vergl. RlSCH, 1983: Taf. 1, Fig. 7-9) 

Praeglobotruncana praehelvetica 

Praeglobotruncana stephani (Gandolfi) 

Dicarmella hagni (Scheibnerova) 

Hedbergella sp . 

Gavelinella div. sp. 

Lenticulina sp. 

Marginulina sp. 

Neoflabellina sp. 

Psarnrnosphaera sp. 

Ostracoda: 

Bairdoppilata acuticauda praecedens 
POKORNY 

Cytherelloideidae u. a. 

Alter: tiefste helvetica-'Lone 

3,60 in (A 75/82) Praeglobotruncana gibba Klaus 

Praeglobotruncana stephani 
Whiteinella archaeocretacea 
Whiteinella paradubia (SiGAL) 
Hedbergella sp . 
Eggerellina mariae Ten Dam 
Gavelinella div. sp. 
Lenticulina div. sp. 
Margmulina sp. 
Frondicularia sp. 



127 



Ostracoda: 

Isocytherets grosiouvrensis DONZE 

Cytherelloideidae 

Alter: archaeocretacea-2,one 

3,30 m (A 74/82) Whttemella archaeocretacea 

(vergl. RiSCH, 1983: Taf. 1, Fig. 4-6) 
Whiteinella hrittonensis 
Whitemella haltica DOUGLAS & Rankin 
Praeglobotruncana praehelvetica 
Hedbergelia sp. 
Eggerellina mariae 
Gavelinella div. sp. 
Neoflabelhna sp. 
Frondicularta sp. 
Ammodiscus sp. 
Ostracoda: 

Bairdoppilata acuticauda praecedens 
Cytherelloideidea 
Isocythereis grossouvrensis 
Bryozoen 
Seeigelstacheln 
Fischzähnchen 
Alter: archaeocretacea-2,one 

3,10 m (A 73/82) Praeglobotruncana stephani 

Praeglobotruncana gtbba 
Hedbergella sp. 
Eggerellina mariae 
Gavelinella div. sp. 
Lenticulina div. sp. 
Frondicularia sp. 
Dentalina sp. 
Neoflahellina sp. 
Textulariidae 
Rzehakma sp. 
Ostracoda: 

Rehacythereis äff. kodymi POKORNY 
hocythereis grossouvrensis 
Cytherelloideidea u. a. 
Alter: archaeocretacea-2one 

2,80 m (A 49/81) Whiteinella bnttonensis 

Whiteinella archaeocretacea 

Whiteinella paradubia 

Kalkschalerbenthos 

Sandschaler 

Ostracoda: 

Bairdoppilata acuticauda praecedens 

Alter: archaeocretacea-7.one 

2,60 m (A 72/82) Praeglobotruncana stephani 

Whiteinella archaeocretacea 
Hedbergella sp. 
Eggerellina mariae 
Ramulma sp. 
Lenticulina div. sp. 
Gavelinella div. sp. 
Rzehakma sp. 
Ostracoda: 

Cythereis äff. fournetensis DamOTTE 
Isocythereis grossouvrensis 
Bairdoppilata acuticauda praecedens 
Cytherelloideidae 
Fischzähnchen 
Alter: archaeocretacea-Xone 

2,30 m (A 71/82) unmittelbar über den Kalkmergeln 

Rotaltpora cushmani (MORROW) 
Hedbergella sp. 
Lenticulina sp. 
Eggerellina mariae 
Gavelinella div. sp. 
Guttulina sp. 



2,10 m(A 70/82) 



1,80 m(A 47/81) 



Ostracoda: 

Bairdoppilata acuticauda praecedens 

Bairdoppilata litorea PoKORNY 

Pterygocythereis sp. 

Cytherelloideidae 

Alter: oberste cushmani-Zone 

Mergel über der C/)o«(/mes-Lage 
Rotalipora cushmani (ver^\. RiSCH, 1983: 

Taf. , Fig. 1-3) 
Praeglobotruncana gibba 
Hedbergella gr. delrioensis (Carsey) 
Gavelinella sp. 
Nodosaria sp. 
Stensiöina sp. 
Marginulina sp. 
Lenticulina sp. 
Rzehakma sp. 
Gaudryina sp. 
Ramulina sp. 
Ostracoda: 

Isocythereis grossouvrensis 
Bairdoppilata acuticauda praecedens 
Bairdoppilata litorea 
Inoceramenprismen 
Alter: cushmani-Xone 

Chondrites-L^^e 

Praeglobotruncana stephani 

Whiteinella bnttonensis 

Kalkschalerbenthos 

Sandschaler 

Ostracoda: 

Bairdoppilata acuticauda praecedens 

Isocythereis grossouvrensis 

Cythereis cf . reticulata JONES & HlNDE 

Idiocythere sp. A. DONZE 

Seeigelstacheln 

Bryozoen 

Fischzähnchen 

Inoceramenprismen 

Alter: cushmani-Zone 

Rotalipora cushmani 

Dicarinella algenana (CarON) 

Praeglobotruncana gibba 

Praeglobotruncana stephani 

Whiteinella bnttonensis 

Kalkschalerbenthos 

Sandschaler 

Ostracoda: 

Bairdoppilata acuticauda praecedens 

Alter: cushmani-Xone 

0,20-0,30 m (A 44/81) über Regensburger Grünsandstein 
Rotalipora cushmani 
Rotalipora deeckei (FRANKE) 
Kalkschalerbenthos 
Sandschaler 
Alter: cushmani-Xone 

(A 69/82) Basis der Eibrunner Mergel unmittelbar 

über dem Grünsandstein 
Hedbergella sp. 
Gavelinella sp. 
Dorothia sp. 
Arenobulimina sp. 

(stengeiiger Glaukonit) 

Nach dem mikropaläontologischen Befund ergibt sich fol- 
gende Gliederung der Eibrunner Mergel: Die tiefsten 2,3 m 
gehören noch zum Obercenoman (cMshmani-2.one); darüber 
folgen ca. 1,7 m Mergel der archaeocretacea-Zont und ab 
4 m über der Basis beginnt die helvetica-7,one des Untertu- 
rons. 



0,80 m(A 45/81) 



128 



PALÄOGEOGRAPHIE 



Die Regensburger Kreide verdient als nördlicher Randbe- 
reich der Tethys bei jeder Nord-Süd-Korrelation innerhalb 
Mitteleuropas besondere Beachtung. Die immer wieder ange- 
führten engen Faunenbeziehungen zur Sächsisch-Böhmi- 
schen Kreide sind auf die sehr ähnlichen faziellen (und damit 
ökologischen) Verhältnisse in geologisch vergleichbaren 
Räumen am Rande des Böhmischen Massivs zurückzuführen 
und nicht aui eme direkte Meeresverbindung über die Mit- 
teldeutsche Schwelle; bei allen Faunen handelt es sich um rein 
benthonische Gemeinschaften - Bivalven, Gastropoden und 
Echinodermen - mit einem hohen Anteil an Endobenthon- 
ten. Eine unmittelbare Verbindung über die Mitteldeutsche 
Schwelle bestand nach allen bisher gewonnenen paläogeogra- 
phischen Befunden in der Regensburger Kreide weder zur 
Zeit der Eibrunner Mergel noch später. Ein Faunenaustausch 
war jedoch immer über den kurzen Umweg um das Böhmi- 
sche Massiv und die östlich davon gelegene Meeresverbin- 
dung gegeben. 



Der Aufschluß am Benberg liegt noch im Zentrum des Gol- 
fes von Regensburg. Während jedoch beim Grünsandstein 
eine deutliche Abnahme der Gesamtmächtigkeit gegenüber 
dem Bad Abbacher Raum zu beobachten ist (von 16 m 
[OscHMANN 1958: 70] auf 8,75 m), nimmt der Eibrunner 
Mergel an Mächtigkeit zu (von 6,2 m auf über 8 m). Die Ce- 
noman/Turon-Grenze fällt in beiden Gebieten in den unteren 
Teil der Eibrunner Mergel (um 2 m [Weiss 1981] bzw. 2,3 m 
über dem Grünsandstein). Erst weiter nördlich im Randbe- 
reich bei Amberg reduziert sich die Mächtigkeit stärker 
(1-3 m, Meyer, 1981), wobei der obercenomane Anteil 
(cushmani-Zone) bisher noch nicht nachgewiesen werden 
konnte. Das nördlichste Vorkommen an der Postleite west- 
lich Sulzbach liegt schon sehr nahe der damaligen Küstenlinie. 
Die Reinhausener Schichten erreichen am Benberg mit mehr 
als 15 m annähernd die Werte von Bad Abbach (15-25 m). 



VORKOMMEN DER MAKROFOSSILIEN UND IHRE ERHALTUNG 



Fossilfunde smd in den Eibrunner Mergeln relativ selten; 
das gilt auch für die Benberger Abfolge. Lediglich eine 
schmale Schicht lieferte eine individuenreiche, jedoch relativ 
artenarme Fauna. 1,70 m über dem Grünsandstein kündigt 
sich ein Wechsel der ökologischen Bedingungen von den uni- 
formen nahezu (makro)fossilleeren Mergeln im Liegenden zu 
der fossilreichen Lage durch das plötzliche, massenhafte 
Auftreten von Chondrites an. Nach 20-30 cm nimmt die 
Dichte des Freßbauten-Netzwerkes rasch ab; es verschwindet 
schließlich ganz noch vor dem Einsetzen der hangenden 
Kalkmergel. In den Kalkmergeln fehlt Chondrites; sehr sel- 
ten treten dagegen Bauten vom Spongeliomorpha-Thalassi- 
noides -Typ auf, die im oberen Grünsandstein bzw. in den 
Reinhausener Schichten (hier mit dem Erzeuger Callianassa 
antiqua Roemer) sehr häufig vorkommen. Mit der Bioturba- 
tion setzt auch die Fossilführung ein. Die größte Fossildichte 
lag etwa im mittleren Bereich der Chondrites-Lage; sie nimmt 
gegen die Kalkmergelbank ebenfalls rasch ab. Aufgrund von 
Einregelung und den allgemeinen Einbettungsbedingungen 
muß auf eine ausreichende Wasserbewegung geschlossen 
werden, die zum Antransport der parautochthonen/al- 
lochthonen Fauna -es handelt sich um eine Taphozönose- 
genügte. Aufarbeitungsspuren fehlen selbst bei den dünn- 
schaligen Pectiniden; nur bei den Ammoniten kommen Scha- 
lenfragmente häufiger vor. Die Fauna ist meist nesterartig an- 
gereichert. Die dominierenden Exogyren, Ostreidae und Pec- 
tiniden sind in den Genisten nicht selten in dichter Packung 
ineinander verschachtelt und verschuppt, häufig zusammen 
mit kleinen Gastropoden und mit Worthoceras. Es liegen 
meist Einzelschalen vor. Bei den Ostreidae überwiegen die 
stark gewölbten linken Klappen (links : rechts = 3:1). 

Die Fauna setzt sich größtenteils aus kleinen Individuen 
(<40 mm) und Bruchstücken (bei den Ammoniten) zusam- 
men. Adulte Exemplare großwüchsiger Arten sind seltene 
Ausnahmen und meist nur als Bruchstücke sowohl beim Ben- 



thos als auch beim bodenbezogenen Nekton: je ein Exemplar 
von Bathrotomana cf. linearis (M.'^nt.) mit 1 10 mm Durch- 
messer, Gervillia sp. mit 76 mm, bzw. mehrere Reste von 
Metoicoceras mit 120 mm, Actinocamax plenm (Blainv.) 
mit 80 mm. Bei Exogyra überwiegen Schalen jugendlicher 
Individuen unter 1 5 mm; lediglich die hangenden Kalkmergel 
enthalten vereinzelt größere Stücke bis zu 40 mm. 

Die Fauna ist insgesamt stark verdrückt. Gastropoden und 
Ammoniten liegen nur als verdrückte Steinkerne vor. Häufig 
sind die Innenwindungen der Ammoniten leicht pyritisiert. 
Die Lobenlinien sind nur selten erhalten und dann defor- 
miert. 

Die aufgesammelte Fauna (1389 Stücke) setzt sich zusam- 
men aus: 

Bivalven 916 (66%) 

Ammoniten 327 (24%) 

Gastropoden 117 (8%) 

Vermes 16 

Einzelkorallen 6 

Belemniten 4 

Krebse 3 



Dazu kommen noch C;War«-Stacheln, zahlreiche Schup- 
pen, Wirbel und sonstige Reste von Fischen, selten Holz- und 
Blattreste. Durch die ± selektive Aufsammlung sind die 
Ammoniten im vorliegenden Material gegenüber den Mu- 
scheln, insbesondere den Exogyren (642 Stücke = 46%) und 
den Pectiniden (149 = 11%) zu stark vertreten. Die Fauna 
enthält u. a. folgende Arten: Gervillia ci.forbesiana d'Orb., 
Inoceramus (I.) ex gr. pictus (Sow.), I . pictus bohemicus Le- 
ONHARD, Syncydonema orbicularis (Sow.), S. memhranacea 
(Nilsson), Camptonectes cf. virgatus (Nilss.), Neithea 
(Neithella) notabilis (Münst.), Neithea (N.) quinquecostata 



129 



(Sow.), N. gibbosa (Pulteney), Rhynchostreon columbum 
(Lam.), Amphidonte conica (Sow.), Pycnodonte vesicularis 
(Lam.), Rastellum (Arctostrea) carinatum (Lam.), Bathroto- 
maria cf. linearis (Mant.) Turritella sexlineata Roemer, 
,,Voli4ttlithes"elongatus d'Orb., Aporrhais (Lispodestbes) 
sp., Natica cf. cretacea Goldf., Hamulus septemsulcatus 
(Cotta), Cidaris sp., Actinocamax plenus (Blainv.); es feh- 
len Brachiopoden. 

In den hangenden 15-20 cm Kalkmergeln nimmt die Fos- 
silführung rasch ab. Die obersten Partien enthalten nur noch 
eine spärliche Fauna; meist sind es Einzelklappen größerer 
Muscheln, vereinzelt auch noch Metoicoceras geslinianum. 
Actinocamax plenus kommt ausschließlich in den obersten 
15 cm der Kalkmergelbank vor. In dieser Beschränkung auf 
einen geringmächtigen Horizont besteht eine auffallende 
Ähnlichkeit mit Niedersachsen, wo A. plenus ebenfalls nur 
in der sog. plenus-'&unk im basalen Rotpläner auftritt (vergl. 
Ernst et al., 1983: 536); eine charakteristische Chondntes- 



Lage an der Basis dieser pi/en«s-Bank (op. cit.: 545, 550) ver- 
stärkt diesen Eindruck. 

Auch bei den Ammoniten läßt sich eine gewisse Verteilung 
innerhalb des Profils erkennen. Calycoceras naviculare tritt 
bereits an der Basis der Cbondrites-Ln^e auf und reicht mit 
einzelnen Fragmenten größerer Individuen bis in den tieferen 
Teil der Kalkmergelbank. Die kleinwüchsigen Formen Wor- 
thoceras, Hemiptycboceras, Vascoceras und kleine Exemplare 
von Euomphaloceras, Sciponoceras und Pseudocalycoceras 
sind ausschließlich auf den mittleren Bereich der Chondri- 
tes-Lage (mit der größten Fossildichte) beschränkt; nicht sel- 
ten (besonders bei Worthoceras) kommen gleich mehrere Ex- 
emplare zusammen mit kleinen Gastropoden und Bivalven 
vor. Die höheren Partien der Chondrites-Lage und die dar- 
über liegenden Mergel lieferten in nach oben abnehmender 
Zahl einzelne, meist größere Fragmente von Calycoceras, 
Pseudocalycoceras und Metoicoceras. In den obersten Kalk- 
mergeln ist nur noch Metoicoceras vertreten. 



SYSTEMATISCHER TEIL 



BESCHREIBUNG DER AMMONITEN 

Familie Ptychoceratidae Meek, 1876 

Gattung Worthoceras Adkins, 1928 

Worthoceras vermiculum (Shumard, 1860) 
Taf. 1, Flg. 1-9 

1860 Scaphites vermiculus, ShumarD: 594 

1939 Scaphites rochatianus D'Orb., Dacqu£: 89, Taf.' 16, Fig. 34 

Abmessungen : 



1942 Worthoceras gibbosum, MOREMAN: 215, Taf. 34, Fig. 7, 8, 

Abb. 2q 
1972 Worthoceras gibbosum, COBBAN & SCOTT: 43, Taf. 17, Fig. 2 
1972 Worthoceras vermiculum, CoBBAN & SCOTT: 43 
1980 Worthoceras vermculum, Marcinowski: 248, Taf. 2, Fig. 5, 6 

Synonymie in Marcinowski (1980: 248) 

Material : 9 stark verdrückte, annähernd vollständige Ex- 
emplare, ca. 50 Anfangsspiralen, selten als pyritisierte Stein- 
kerne (BSP 1982 XIX 53-65). 





D 


WH 


d 


Wh 


U 


S 


D/dx 


S/dx 


1982 XIX 53 


158 


50 


104 


40 (0,25) 


40(0,25) 


75 


1,9 


0,9 


1982 XIX 54 


119 


34 


80 


29 (0,36) 


35 (0,44) 


51 


1,8 


0,8 


1982 XIX 55 


130 


31 


82 


27 (0,33) 


38 (0,46) 


65 


2,0 


1,0 


1982 XIX 56 


-135 


27 


80 


27 (0,34) 


37(0,46) 


68 


2,0 


1,0 


1982 XIX 57 


128 


32 


60 


-20 -(0,33) 


27(0,45) 


74 


2,4 


1,4 


1982 XIX 58 


121 


30 


75 


26 (0,35) 


30 (0,40) 


61 


2,0 


1,0 


1982 XIX 59 


140 


— 


70 


22 (0,31) 


34 (0,49) 


80 


2,3 


1,3 


1982X1X60 


117 


27 


67 


24 (0,36) 


30 (0,45) 


65 


2,3 


1,3 


1982X1X61 


106 


22 


60 


21 (0,35) 


— — 


53 


2,0 


1,0 



D Gesamtlänge; WH maximale Windungshöhe; d Durch- 
messer Anfangsspirale; Wh Windungshöhe Anfangsspirale; S 
Länge Schaft/Haken; dx Durchmesser Anfangsspirale, ge- 
messen in Richtung Haken. 

Beschreibung und Beziehungen: In der Fauna vom 
Benberg stellen Reste dieser kleinwüchsigen Gattung einen 
relativ hohen (22 %) Anteil. Meistens liegt nur die evolute An- 
fangsspirale vor, überwiegend flach verdrückt oder selten 
auch als pyritisierter Steinkern. Die wenigen vollständigen 
Stücke stimmen teils mit gleichgroßen Exemplaren von 
W. vermiculum überein, teils mit W. gibbosum. Der evolu- 
ten Anfangsspirale mit ca. 5 Umgängen folgt ein Schaft von 
unterschiedlicher Länge. Es lassen sich zwei Morphotypen 
unterscheiden: 



1 . Stücke mit einem relativ schlanken, langgestreckten Schaft 
(D: dx 2.3-2.4) und einer nur geringen Zunahme der Win- 
dungshöhe am Ende der Anfangsspirale und im Bereich 
des Schaftes. Sie entsprechen den Maßverhältnissen bei 
W. vermiculum. 

2. Stücke mit einem relativ kurzen massiven Schaft (D: dx 
1 .9-2 .0), wobei die Windungshöhe bereits auf dem letzten 
halben Umgang der Anfangsspirale stark zunimmt und 
beim Haken maximale Werte erreicht; sie entsprechen 
W. gibbosum. 

Bei beiden zeigt sich gelegentlich auf der Anfangsspirale 
(seltener auf dem Schaft) eine flache, weitständige Berippung 
und eine feine Streifung. Der Mundsaum erscheint bei dem 



130 



schlanken vermiculum-Typ gelappt (mit Ohr), während er 
bei dem gedrungeneren gibbosum einfach schräg abgestutzt 
ist. Das Nebeneinander dieser beiden sehr ähnlichen Formen, 
die annähernd gleiche Häufigkeit und der Besitz von Ohren 
bei der kleinwüchsigeren Morphospezies deutet auf ein Di- 
morphenpaar hin mit VV. vermiculum als Mikrokonch und 
W. gibbosum als Makrokonch. 

Von dem typischen W. rochatianum (d'Orb. ) aus dem hö- 
heren Türen Frankreichs (Marcinowski 1980: 248 auch aus 
dem mittleren Cenoman von Mangyshlak, UdSSR) unter- 
scheidet sich das vorliegende Material durch eine evolutere 
Anfangsspirale, ein längeres AufroUungsstadium (über 5 
Umgänge), und einen relativ kurzen Schaft. Die von Wied- 
MANN (1965: 439) als Unterscheidungsmerkmal gegenüber äl- 
teren Vertretern betonte dorsale Einbuchtung auch auf dem 
Schaft ist beim vorliegenden Material ebenfalls entwickelt. 

Dacque (1939: 89) beschrieb aus den Eibrunner Mergeln 
des ca. 5 km südlich gelegenen Winzerberges einen Rest als 
Scaphites rochatianm (d'Orb.); das in Erhaltung, Habitus 
und Abmessungen gleichartige Stück (BSP AS XVII 10) liegt 
interessanterweise in einem identischen bioturbaten dunklen 
Mergel vor. 

Vorkommen : W7. gibbosum und W. vermiculum kom- 
men in Colorado (Cobban & Scott 1972: 22, Schicht 9-11) 
zusammen mit E. septemseriatum (Cragin), C. naviculare 
(Mant.) und P. dentonense (Moreman) in der S. gracile- 
Zone des Obercenoman vor. Marcinowski (1980: 249) gibt 
ein Vorkommen im mittleren Cenoman von Mangyshlak und 
im oberen Cenoman von Kopet-Dag in der UdSSR an. Die 
von Kennedy (1971 : 5, Taf. 63, Fig. 3) aus dem unteren und 
mittleren Cenoman Südenglands angeführten Stücke entspre- 
chen mit einem langgestreckten Schaft mehr W. rochatia- 
num. 



Familie Hamitidae Hyatt, 1900 
Gattung Hemiptychoceras Späth, 1925 

Hemiptychoceras cf. reesidei Cobban & Scott, 1972 
Taf. 3, Fig. 9-10 

Material: 3 Fragmente (Knie und Teile des Schafts [BSP 
1982 XIX 49-50]) 



Abmessungen : 









Rippenzahl 




L 


Wh 


Phragmokon Schaft 


1982 XIX 49 


9,8 


5,1 


10 8 


1982X1X50 


19 


4,8 


12 8 


1982X1X37 


~ 5 


5,0 


10 



Beschreibung und Beziehungen: Die drei vorlie- 
genden Fragmente stimmen in Größe, Form und Skulptur mit 
H. reesidei Cobban & Scott (1972: 45, Taf. 17, Fig. 7, 8) 
überein: dicht gedrängt stehende Rippen auf dem Phragmo- 
kon und dem Knie und ein Wechsel zu einer weniger dichten 
Berippung auf dem terminalen Schaft. Der Rippen-Index ist 
gegenüber Cobban's Material etwas größer: 10-12 Rippen 
pro zugehöriger Windungshöhen-Distanz auf dem Phrag- 
mokon, 8 auf dem Schaft (gegenüber 10 bzw. 5,5). Die Rip- 
pen erscheinen auf den Regensburger Steinkernen etwas zu- 



gespitzt und gegenüber dem Intervall etwas schmaler, ver- 
mutlich bedingt durch die Erhaltung. Die Sutur ist nicht er- 
halten. Wie bereits Cobban & Scott für ihre beiden Stücke 
betonten, unterscheidet sich auch das vorliegende Material 
von den wenigen bislang bekannten älteren Vertretern 
(H. gaultinum Pictet u. a., vergl. Scholz 1979: 20, Marci- 
nowski 1980: 251) nicht nur durch die sehr viel geringeren 
Ausmaße, sondern vor allem durch das Fehlen jeglicher pe- 
riodischer Einschnürungen. In der dichten Berippung mit 
scharfen, leicht schräg verlaufenden Rippen (Index 13) und 
fehlenden Einschürungen weist Plesiohamites multicostatus 
(Brown) (vergl. Kennedy 1971: 7) eine gewisse Ähnlichkeit 
auf (abgesehen von der Größe). Das in den Abmessungen 
ähnlich kleine Metaptychoceras smithi (Woods: 1896: 74, 
Taf. 2, Fig. 1, 2) aus dem Oberturon Englands hat eine 
gleichmäßigere Berippung ohne den auffälligen Wechsel zu 
einem gröberen Modus auf dem terminalen Schaft. 

Vorkommen://, reesidei Cobban & Scott ist bisher nur 
durch zwei Fragmente aus der gracile-7.one von Colorado 
bekannt. 



? Hemiptychoceras sp. 
Taf. 3, Fig. 11 

Material: 2 verdrückte Schaftfragmente aus den basalen 
Partien der Kalkmergel (BSP 1982 XIX 51-52). 



Abmessungen : 





L 


Wh 


Rippenzahl 


1982X1X51 


10 


5 


5-6 


1982X1X52 


40 


11 


7-8 



Bemerkungen: Die geringe Zahl an morphologischen 
Merkmalen und deren große Variabilität erschweren eine Ab- 
grenzung und Zuordnung aller nur bruchstückhaft überlie- 
ferten Reste von Hamitiden. Das gilt auch für die beiden vor- 
liegenden Fragmente. Die prorsiradiaten, relativ schrägüber 
die Flanken verlaufenden Rippen queren das Gehäuse extern 
wie intern ohne jede Unterbrechung. In beiden Merkmaien 
weichen sie deutlich von der üblichen Entwicklung innerhalb 
der Gattung Humites ab, u. a. auch von den aus dem Ober- 
cenoman und Unterturon von Colorado unter Stonohamites 
cf. 5. Simplex (d'Orb.) (Cobban & Scott 1972: 44) beschrie- 
benen Resten. Mit dem schrägen Rippenverlauf im gesamten 
Bereich des Schaftes lassen sie sich jedoch auch schlecht bei 
Hemiptychoceras einordnen. Erst weiteres, vollständiger er- 
haltenes Material wird die taxonomische Stellung klären kön- 
nen. 



Familie Baculttidae Meek, 1876 

Gattung Sciponoceras Hyatt, 1894 

Sciponoceras sp. 

Material: Zwei Bruchstücke jugendlicher Individuen 
(BSP 1982 XIX 66-67). 

Abmessungen: L 13, Wh 5; L 12, Wh 4,8 mm 

Bemerkungen: Die Skulptur ist bei den beiden Frag- 
menten jugendlicher Individuen noch zu schwach entwickelt, 



131 



um sie einer Art zuordnen zu können. Dagegen könnte es sich 
bei dem von DacquE (1939: 90, Taf. 6, Fig. 6; BSP AS XVII 
9) als Baculites iubbaculoides Geinitz abgebildeten Bruch- 
stück vom Winzerberg durchaus um einen Rest von S. gracile 
(Shumard) handeln. Entgegen DacquE's Abbildung ziehen 
auf dem Stück (L 28, Wh 10) 5 flache Rippen (Rippenin- 
dex 3) schräg über die Flanken, wobei sie auf der Dorsalseite 
nur noch schwach angedeutet sind. 



Familie Acanthoceratidae De Grossouvre, 1894 

Unterfamilie Mantelliceratinae Hyatt, 1903 

Gattung Calycoceras Hyatt, 1900 

Calycoceras (Calycoceras) naviculare (Mantell, 1822) 
Taf. 2, Fig. 8-12 

1822 Ammomtes navicularts, Mantell: 198, Taf. 22, Fig. 5 

1980 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, MarcinowskI: 301, 
Taf. 14, Fig. 1-2 

1981 Calycoceras naviculare, KENNEDY, JUIGNET& HANCOCK: 40, 
Taf. 4-6, Taf. 7, Fig. 1-3, Taf. 15, Fig. 4-6, Taf. 17, Fig. 4, 
Abb. 8, 9, IOC, IIA-C 

1981 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, KENNEDY & JUIGNET: 

29, Abb. 6b-c 
1981 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, Wright & KENNEDY: 

34, Taf. 4, Taf. 5, Fig. 1-3, Abb. 13, 14c-e 
Synonymie in Wright & KENNEDY (1981: 34) 

Material: 7 annähernd vollständige, jedoch stark ver- 
drückte Exemplare, über 50 Fragmente (BSP 1982 XIX 
23-35) 



Abmessungen: 

D Wh 

1982X1X23 110 50(0,45) 

1982X1X24 105 45(0,43) 

1982X1X25 70 31(0,44) 

1982X1X26 64 29(0,45) 

1982X1X27 45 20(0,44) 

1982X1X28 36 17(0,44) 

1982X1X29 31 14(0,45) 

1982X1X30 27 13(0,46) 

AS XVII 8 34 16(0,47) 



31 

28 
18 



U 

(0,28) 

(0,27) 

(0,26) 

18 (0,28) 

12,5(0,28) 

10,5 (0,29) 

8,5 (0,27) 

7 (0,26) 

7 (0,21) 



Rippen 

29 

31 

39 
>30 

28 

29 

29 

29 

24 



Bemerkungen: C. naviculare ist in den letzten Jahren 
wiederholt beschrieben worden (Kennedy 1971, Kennedy et 
al. 1981,CooPER 1978, Wright et al. 1981). Die meisten Au- 
toren wiesen auf die große Variabilität dieser weltweit ver- 
breiteten Art hin. Beim vorliegenden Material fällt auf, daß es 
selbst auf den Innenwindungen kaum zu einer Bildung von 
Knoten kommt (abgesehen vom Umbilikalknoten); ab 
Durchmessern von 25 mm verschwinden sie vollständig. Die 
Zahl der Rippen pro Umgang schwankt zwischen 28 und 32, 
erreicht jedoch auch Werte bis zu 39 Rippen (BSP 1982 XIX 
25). 

DacquE (1939, Taf. 4, Fig. 2) bildete unter A. naviculare 
einen Rest aus dem Grünsandstein von Kapfeiberg ab; es ist 
der bislang älteste bekannte Ammonit aus der Regensburger 
Kreide (Taf. 2, Fig. 5). Das kleine Exemplar fällt mit einer 
extrem geringen Rippenzahl (24 pro Umgang), vor allem je- 
doch wegen des außergewöhnlich engen Nabels und der sich 



weit umfassenden Umgänge (Wh :D 0,47; U :D 0,21, vergl. 
Tabelle) aus dem üblichen Rahmen. Die Erhaltung dieses für 
das Alter des Grünsandstein wichtigen Stückes ist leider zu 
schlecht, so daß hier offen gelassen werden muß, ob es sich 
tatsächlich um einen Vertreter der Gattung Calycoceras han- 
delt. In allen angeführten Merkmalen und in der Andeutung 
schwacher Umbilikal- und Ventrolateralknoten zeigt das 
Stück große Ähnlichkeit mit dem obercenomanen Protacan- 
thoceras mvolutum Thomei, 1972. 

Vorkommen: Wright & Kennedy (1981: 36) geben für 
Calycoceras naviculare eine nahezu weltweite Verbreitung 
im Obercenoman an (Metotcoceras geslinianum Zone, 
5. gracile Zone). 



Gattung Pseudocalycoceras Thomel, 1969 

Pseudocalycoceras dentonense (Moreman, 1942) 
Taf. 2, Fig. 1^ 

1939 Acanthoceras (Mantelliceras) mantelli, DacquE: 87, Taf. 2, 

Fig. 13-14 
1942 Eucalycoceras dentonense , MOREMAN:205, Taf. 33, Fig. 4, 5, 

Abb. 2k 
1972 Pseudocalycoceras dentonense, COBBAN & SCOTT; 63, Taf. 13, 

Fig. 11-29, Taf. 15, Fig. 1-7, 10-13 
1981 Pseudocalycoceras dentonense, Wright & KENNEDY: 37, 

Taf. 5, Fig. 4, Taf. 6, Fig. 3, 6, 7, Abb. 15 A, B, E-H, 19S,T 
Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 37) 

Material: 4 stark verdrückte Exemplare, 16 Fragmente 
(BSP 1982 XIX 14-20). 



Ab 



messungen : 



1982 XIX 14 
1982X1X15 
1982X1X16 
1982 XIX 17 
1982X1X18 
1982 XIX 19 



D 

58 
41 
36 
35 
25 
19 



Wb 



Wh 


U 


>25 (-0,42) 


18 (-0,31) 


20 ( 0,49) 


12,3 ( 0,30) 


14,5 ( 0,40) 


11,5( 0,32) 


14,5 ( 0,41) 


10 ( 0,29) 


10,5 ( 0,42) 


6 ( 0,24) 


8 ( 0,44) 


4 ( 0,21) 



Beschreibung und Beziehungen: Mit den kräftig 
entwickelten clavaten inneren Ventrolateralknoten bei fast al- 
len Exemplaren entspricht das vorliegende Material am besten 
den bei Cobban & Scott (Taf. 15, Fig. 1-7) abgebildeten 
Stücken; insgesamt ist eine etwas dichtere Berippung (18-21 
Rippen pro halben Umgang zu beobachten, und entgegen 
CoBBAN & Scott (S. 64) ist der innere Ventrolateralknoten 
stets kräftig und immer clavat ausgebildet. Die leicht ge- 
schwungenen, recti- bis prorsiradiaten Rippen fallen nach 
vorn gegen die Mündung steiler ab als nach hinten. Sie spalten 
teils am Umbilikalknoten, teils sind kürzere auf der inneren 
Flanke entspringende Nebenrippen eingeschaltet. Allen Rip- 
pen gemeinsam ist ein kräftiger, relativ tief auf der Flanke ge- 
legener innerer Ventrolateralknoten, ein annähernd gleich 
starker äußerer Ventrolateralknoten und ein etwas schwäche- 
rer Extemknoten. Alle Knoten sind extrem clavat. Die Sutur 
ist nur an wenigen Stücken und auch dann nur unvollständig 
sichtbar. In der dichten Berippung und der clavaten Ausbil- 
dung des inneren Ventrolateralknotens bestehen engere Be- 
ziehungen zur Typusart P. harpax (Stoliczka, 1864, 
Taf. 39, Fig. 1); bei der indischen Art scheinen lediglich die 



132 



Ventrolateralknoten insgesamt weiter nach außen verscho- 
ben. 

Hier anzuschließen sein dürfte DacquE's M. mantelli 
(1939:87, Taf. 2, Fig. 13, 14); mit einer Rippendichte von 20 
Rippen/halber Umgang und der clavaten Ausbildung beider 
Ventrolateralknoten entspricht das Stück weitgehend dem 
Benberger Material. 

Verbreitung: P. dentonense ist nach Wright & Ken 
NEDV bislang nur aus der Metoicoceras geslinianum Zone Süd- 
englands, Nordfrankreichs, den westlichen USA und Japans 
bekannt. 



Pseudocalycoceras cf. harpax (Stoliczka, 1864) 
Taf. 2, Fig. 6-7 

Zwei Bruchstücke (D 41,5, Wh 17 [0,41], U 12,5 [0,30]; 
Wh 29) aus dem Horizont mit P. dentonense zeigen mit einer 
extrem hohen Rippenzahl (27 pro halbem Umgang) eine grö- 
ßere Ähnlichkeit mit dem von Stoliczka (1864, Taf. 38, 
Fig. 2) abgebildeten Exemplar vom P. harpax (Stoliczka). 
Der innere Ventrolateralknoten ist jedoch weitgehend redu- 
ziert; äußerer Ventrolateralknoten und Externknoten sind 
etwa gleich kräftig entwickelt und clavat. Eine ähnlich dich- 
te, extern jedoch stärker vorwärts geschwungene Berippung 
haben einige von Wright & Kennedy (1981, Taf. 9, Fig. 8,9 
und 11 = Original Moreman 1927, Taf. 14, Fig. 2, Gaut- 
hiericeras äff. bravaisi) unter Neocardioceras jitddii juddii 
(Barrois & Guerne) abgebildete Stücke. 



Gattung Euomphaloceras Späth, 1923 

Euomphaloceras septemseriatum (Cragin, 1893) 
Taf. 3, Fig. 6-8 

1893 Scaphites septem-serutus CragiN: 240 

1939 Acanthoceras {Metacanthoplites) rhotomagetue, DacquE: 85, 

Taf. 6, Fig. 5 
1978 Euomphaloceras {Kanabiceras) septem-seruituni, COOPER: 

106, Flg. 4N-0, lOA-E, I2E-H, 18G-H, 19G-L, 26A-B, 

28 
1981 Euomphaloceras septemseriatum, KENNEDY, JuiGNET & 

Hancock: 56, Taf. 9, Fig. 3-5, Abb. IID-E 
1981 Euomphaloceras septemseriatum, KENNEDY & JuiGNET: 38, 

Abb. 9b-d 

1981 Euomphaloceras septemseriatum, Wright & KENNEDY; 55, 
Taf. 12, Flg. 1-8, Taf. 13, Fig. 1-6, Taf. 14, Fig. 5-9 

Synonymie in Wright & Kennedy (1981: 55) 

Material: 3 stark verdrückte, schlecht erhaltene Stücke 
und 4 Windungsfragmente (BSP 1982 XIX 9-13). 

Abmessungen: (in mm) 

D Wb Wh U 

1982X1X12 - - 18 

1982 XIX 9 33 - 13 (0,39) 11(0,33) 
1982X1X10 30 - 13 (0,43) 11(0,37) 
1982X1X11 20,5 - 7,5(0,37) 7(0,34) 

Beschreibung und Beziehungen: Die drei kleinen, 
schlecht erhaltenen Stücke zeigen alle Kennzeichen dieser 
weltweit verbreiteten Art: evolutes Gehäuse, Umgänge brei- 
ter als hoch; unregelmäßige Skulptur. Rippen mit schwachen. 



radial gestreckten Umbilikalknoten, kräftigen, dominieren- 
den inneren Ventrolateralknoten, einem schwachen, schräg 
nach vorwärts gerichteten äußeren Ventrolateralknoten und 
einem ebenfalls nur schwachen Extern(siphonal)knoten. 
Zwischen den relativ weitständigen Hauptrippen meist feine 
Rippen ohne Umbilikal- und Ventrolateralknoten. 

Von den im gleichen Niveau am Benberg viel häufiger vor- 
kommenden Pseitdocalycoceras dentonense (Moreman) mit 
einer gleichen Anzahl von Knoten (7 je Hauptrippe) lassen 
sich selbst schlecht erhaltene Reste von E. septemseriatum 
durch ihre viel unregelmäßigere und weitständigere Berip- 
pung einfach unterscheiden. 

Das kleine von DacquE als ,,Acanthoceras rhotomagense" 
abgebildete Stück vom Winzerberg (1939: Taf. 6, Fig. 5) ent- 
spricht nach der kurzen Beschreibung und nach der Abbil- 
dung DacquE's weitgehend dem vorliegenden Material und 
dürfte hier anzuschließen sein. 

Nicht zu £. septemseriatum, sondern zu Kamerunoceras 
ist ein von Renz (1982: 97, Taf. 21, Fig. 8) abgebildetes Win- 
dungsbruchstück aus dem höheren Turon Venezuelas zu stel- 
len. 

Verbreitung: E. septemseriatum hat in der oberceno- 
manen Metoicoceras geslinianum Zone eine nahezu weltweite 
Verbreitung und ist in Mittel- und Nordwesteuropa, den 
USA (Montana, Utah, Colorado, Kansas, Texas, California), 
Mexiko, Japan, Nigeria und Angola nachgewiesen. 



Subfamilie Mammitinae Hyatt, 1900 
Gattung Metoicoceras Hyatt, 1903 

Metoicoceras geslinianum (d'Orbigny, 1850) 
Taf. 3, Fig. 12-16 

1850 Ammomtes Geslinuinus, D'OrbiGNY: 146 

1939 Pulchellta geslnuana, DaCQUE: 88, Taf. 6, Fig. 3, 4 

1979 Metoicoceras geslimanum, WiEDMANN & SCHNEIDER: 672, 

Taf. 10, Fig. 6 
1981 Metoicoceras geslinianum, KENNEDY & JuiGNET: 39, 

Abb. 7d-e, 8a-c, 9a, e, 10a 
1981 Metoicoceras geslinianum, WRIGHT & KENNEDY: 62, Taf. 17, 

Fig. 2, Taf. 18, Fig. 1, 2, Taf. 19, Fig. 1,2, Taf. 20, Fig. 1-3, 

Taf. 21, Fig. 1-2, Abb. 19C-E, 20, 21 A-D 
Synonymie in WrighT & KENNEDY (1981: 62) 

Material: 12 annähernd vollständige, jedoch stark ver- 
drückte Exemplare; ca. 60 Fragmente (BSP 1982 XIX 36^8) 

Abmessungen: 

D Wh U Rippen 

1982X1X36 -140 — — — 

1982X1X37 102 49(0,49) 13 (0,13) -28 

1982X1X38 100 48(0,48) 12 (0,12) 32 

1982X1X39 75 40(0,53) 7 (0,09) >26 

1982X1X40 48 26(0,54) 6,5(0,14) 26 

1982X1X41 43 24(0,55) 6 (0,14) 27 

1982X1X42 40 21(0,53) 5 (0,13) 27 

1982X1X43 35 18(0,51) 6 (0,17) 24 

1982X1X44 32 17(0,53) 4 (0,13) -27 

1982X1X45 22 13(0,59) 3 (0,14) -27 

Bemerkungen: In dem vorliegenden Material überwie- 
gen (>75%) Reste von kleineren Individuen. Die insgesamt 



133 



relativ hohen Werte für die Windungshöhe (> 0.50) bzw. die 
scheinbar geringen Nabelweiten (<0.14) sind durch die 
starke Verdrückung dieser hochmündigen Art zu erklären. 
Dadurch ist auch die Unterscheidung eines Dimorphismus, 
wie ihn Wright & Kennedy (forma a und ß) beschreiben, 
nicht möglich. Die relativ lange anhaltende Entwicklung der 
ventrolateralen Clavi (bis zu Durchmessern über 100 mm) 
würde für eine Dominanz der ß-Dimorphen sprechen. 

In der Ammonitenfauna vom Benberg stellt M. geslinia- 
num mit ca. 30% nicht nur den größten Anteil, sondern hat 
auch die größte Reichweite im Profil: einzelne Vertreter sind 
noch im obersten Bereich der Kalkmergel-Bank zu finden. 

Vorkommen: M. geslinianum kommt relativ häufig in 
den obercenomanen/>/e««s-Mergeln (A/. geslinianum Zone) 
Südenglands und Nordfrankreichs vor, weiterhin in der Säch- 
sisch-Böhmischen Kreide, in Spanien, Texas und dem mittle- 
ren Westen (westem interior) der USA, in Nigeria und Ango- 
la, und nach Chancellor (1982: 83) auch in N-Mexiko, Ko- 
lumbien, Iran und Turkestan. 



Familie Vascoceratidae Späth, 1925 

Gattung Vascoceras Choffat, 1898 

Vascoceras diartumum (d'Orbigny, 1850) 
Taf. 3, Fig. 1-5 

1850 Ammonites diartianus, D'OrbignY: 146 

1977 Vascoceras duxrttanum, KENNEDY & JuiGNET: 584, Taf. 1, 

Fig. la-2h, Taf. 2, Fig. la-c, Abb. 2 
1981 Vascoceras diartianum, Wright & KENNEDY: 86, Taf. 17, 

Fig. 1, Abb. 29A-F 

Material: 24 mehr oder minder unvollständige, stark 
verdrückte Reste (BSP 1982 XIX 1-8) 



Abmessungen: (in mm) 

D Wb Wh U 

1982X1X1 34 - 14 (0,41) 7 (0,21) 

1982X1X2 30 - 11 (0,37) 7 (0,23) 

1982X1X3 29 - 11 (0,38) 6,5(0,22) 

1982X1X4 27 - 11,5(0,43) 7 (0,26) 

1982X1X5 22 - 9 (0,41) 6 (0,27) 

1982X1X6 16 - 6,5(0,41) 3,5(0,22) 

Beschreibung und Beziehungen: Dieser frühe, über 
lange Zeit nahezu vergessene kleinwüchsige Vascoceratide ist 
von Kennedy (1977, 1981) eingehend beschrieben worden. 
Das vorliegende, stark verdrückte Material entspricht den 
französischen Stücken. Mäßig evolut; Umgänge gedrungen, 
breiter als hoch. 9-10 kräftige, radial gestreckte konische 
Umbilikalknoten, an denen 2-3 nach außen rasch abflachende 
Rippen entspringen; unregelmäßig eingeschaltet schwächere, 
meist nur angedeutete Sekundärrippen. Rippen queren Ex- 
ternseite in einem seichten Bogen. Schwache, seichte Ein- 
schnürungen (bis zu ? 5 pro Umgang). Sutur aus einfachen, 
wenig zerschlitzten Elementen. 

Wie bereits Kennedy (1981: 87) ausführte, zeigt V. siha- 
nense Choffat aus dem oberen Cenoman Portugals nach 
Form und Skulptur die größten Ähnlichkeiten. Enge Bezie- 
hungen bestehen auch zu V. venezolanum, forma d (Renz, 
1982: 82). Mit mehr als 20 Resten handelt es sich bei dem Re- 
gensburger Material um das bislang umfangreichste, und mit 
Durchmessern bis 34 mm (bzw. Wh bis 15 mm) auch um die 
größten Vertreter von V. diartianum. 

Verbreitung: V. diartianum ist bislang aus dem An- 
glo-Pariser Becken aus den /)/e««s-Mergeln (Metoicoceras 
geslinianum Zone) von St. Calais, Sarthe und der Isle of 
Wight beschrieben worden. Im Profil am Benberg ist die Art 
auf den mittleren Teil der Chondrites-hage (zusammen mit 
C. naviculare und Worthoceras vermiculum beschränkt. 



STRATIGRAPHISCHE ERGEBNISSE 



Die zum Teil gegensätzlichen Meinungen über das Alter 
der Eibrunner Mergel - Obercenoman, Obercenoman/Un- 
tenuron oder Unterturon - wurden von Oschmann (1958: 
81 ff.) eingehend diskutiert. Seine Einstufung ins oberste Ce- 
noman/unterste Turon wurde durch Weiss (1981, 1982) und 
RiscH (in dieser Arbeit) mittels planktonischer Foraminiferen 
bestätigt. 

Danach gehören die basalen 2,3 m noch zur obercenoma- 
nen cushmani-Zone. Dafür spricht auch die Makrofauna mit 
Inoceramus pictus bohemicus Leonhard, Actinocamax ple- 
nus Blainv. und den Ammoniten. Ähnliche Ammonitenfau- 
nen mit Calycoceras naviculare, Pseudocalycoceras dentonen- 
se, Euomphaloceras septemseriatum, Metoicoceras geslinia- 
num und Vascoceras diartianum sind aus der M. geslinia- 
num/S. gracile-Zone des obersten Cenoman des Anglo-Pari- 
ser Beckens (u. a. Wright & Kennedy 1981, Kennedy & 
Juignet 1981, AmEdro et al. 1981 , Robaszynski et al. 1982) be- 
schrieben worden bzw. zusätzlich mit Worthoceras vermicu- 
lum und Hemiptychoceras reesidei aus dem mittleren Westen 
der USA. Rotalipora cushmani reicht über das letzte Vor- 



kommen von M. geslinianum in der Kalkmergelbank bis 
mindestens 2,3 m. Die darüber folgenden 1,7 m Mergel ent- 
halten eine Foraminiferen-Fauna der archaeocretacea-Zone, 
und ab 4 m über der Basis beginnt die helvetica-Zone des Un- 
terturons. 

Beim Vergleich mit der Sächsisch-Böhmischen Kreide (und 
den in Oberösterreich erbohrten Vorkommen [Wessely et al. 
1981]) fällt eine gewisse Übereinstimmung in der faziellen 
Entwicklung des Obercenoman auf: über glaukonitreichen 
Sandsteinen folgen Mergel und Kalkmergel, die schließlich in 
Mergelkalke übergehen. Diese zur plenus -Zone gerechneten 
Mergel und Kalkmergel - Dölzschener Schichten in Sach- 
sen (Prescher 1981: 370) bzw. die höheren Korycany- 
Schichten in Böhmen (Cech et al. 1980: 284, Klein et al. 1982: 
40) - lieferten zwar vergleichbare Muschel-Faunen und Acti- 
nocamax plenus, Ammoniten und Mikrofaunen bheben je- 
doch bislang auf einzelne Vorkommen beschränkt (M. gesli- 
nianum in Sachsen, C. cf. naviculare in Böhmen). Eine Se- 
dimentationsunterbrechung, wie sie Klein et al. (1982: 43) 
teilweise für Böhmen annehmen, ist für den zentralen Bereich 



134 



des Regensburger Golfes nicht nachweisbar; über der Kalk- 
mergelbank setzt sich die Mergelfazies der basalen 2 m unver- 
ändert fort. 

Eine direkte Meeresverbindung zwischen Regensburger 
und Sächsisch-Böhmischer Kreide über die Mitteldeutsche 
Schwelle bestand zur Zeit der Eibrunner Mergel nicht und 
dürfte auch später nicht bestanden haben. Die viel zitierten 
engen Faunenbeziehungen sind durch die sehr ähnliche fa- 
zielle Entwicklung und damit den sehr ähnlichen ökologi- 
schen Verhältnissen zu erklären. Ein direkter Faunenaus- 
tausch war jedoch über eine östlich des Böhmischen Massivs 
gelegene Meeresverbindung möglich. 

Eine interessante Parallelentwicklung besteht mit dem öst- 
lichen Niedersachsen. Auch dort ist das Vorkommen von Ac- 
tinocamax plenus (Blainv.) auf einen nur geringmächtigen 
Horizont, die sog. /?/e«H5-Bank beschränkt (vgl. S. 129), an 



deren Basis - ähnlich wie am Benberg - eine regional bedeut- 
same Chotidrttes-Lage auftritt. Im Regensburger Raum ist 
die Chondntes-La.ge mit einer identischen Fauna noch ca. 
5 km südlich am Winzerberg ausgebildet; am Mühlberg bei 
Bad Abbach konnte sie nicht nachgewiesen werden. Von der 
ca. 100 km südöstlich in der Braunauer Senke gelegenen Boh- 
rung Birnbaeh 1 wurde jedoch eine Chondrites-Lzge in etwa 
gleicher stratigraphischer Position aus einer den Eibrunner 
Mergeln vergleichbaren Abfolge von dunklen Mergeln aus 
derTeufevon 1360-1369 m beschrieben, die nach der kurzen 
Charakterisierung - ,, schwarze Mergelkalke mit vielen 
Fischresten, Pecten, kleinwüchsiger Muschelfauna, Fucoi- 
den, SchwefelkiesknöUchen. . ." (unveröffentl. Ber.) - gut 
den Verhältnissen am Benberg entspräche. Nach Risch 
(1983: 145) sind die Mergel ab 1364, 50 Teufe zur obercenoma- 
nen cushmani-Zone zu rechnen, ab 1358,70 m zur untertu- 
ronen helvetica-Zone. 



LITERATUR 



135 



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Tafel 1 



Fig. 1-9: Worthoceras vermiculiirti (Shvmakd) 



Fig 
Fig 


1 

2 


Fig 


3 


Fig 


4 


Fig 


5 


Fig 


6 


Fig 


7 


Fig 


8 


Fig 


9 



BSP 1982 XIX 58, x6 
BSP 1982 XIX 59, X6 
BSP 1982 XIX 64, X6 
BSP 1982 XIX 61, X6 
BSP 1982 XIX 63, x8 
BSP 1982 XIX 53, x6 
BSP 1982 XIX 54, x5 
BSP 1982 XIX 57, x6 
BSP 1982 XIX 65, x8 



Übergang zu W. ,,gibbosum" 



,,gihbosum' 
,,gibbosum' 



Zitteliana 10, 1983 




Förster, R., Meyer, R. & Risch, H. 



Tafel 1 



Tafel 2 



Fig. 1-4: Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN) 

Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 

Fig. 



BSP 1982 XIX 16, xlV, 
BSP 1982 XIX 15, xl 
BSP 1982 XIX 14, XI 
BSP 1982 XIX 20, x 1 



Fig. 
Fig 
Fig 

Fig. 
Fig 
Fig 
Fig 
Fig 
Fig 



6- 7: 
. 6: 

7: 

-12: 
8: 
9 

10 

11 

12 



Calycoceras sp., cf. navicuLre (Mantell) 

BSP AS XVII 8, xl; höherer Grünsandstein, Kapfeiberg bei Kelheim; Original DacQUE 

(1939:69, Taf. IV, Fig. 2,2a) 

Pseudocatycoceras cf. harpux (Stoliczka) 
BSP 1982 XIX 21, xl 
BSP 1982 XIX 22, xl 

Calycoceras nazncuUre (ManTELL) 

BSP 1982 XIX 35, x I 

BSP 1982 XIX 26, XI 

BSP 1982 XIX 28, xl 

BSP 1982 XIX 25, xl 

BSP 1982 XIX 23, x'A 



Zitteliana 10, 1983 




Forster, R., Meyer, R. & Risch, H. 



Tafel 2 



Tafel 3 



Fig. 1-5: Vascoceras diartianum {D'Okb,\GN\) 

Fig. 
Fig. 
Fig 
Fig 
Fig 



BSP 1982 XIX 2, xl'A 
BSP 1982 XIX 8,- xl'A 
BSP 1982 XIX 4, xl'A 
BSP 1982X1X3, xl'A 
BSP 1982 XIX 1, Xl'A 

Fig. 6- 8: Eiwmphaloceras septemsenatum (Ckagw) 

Fig. 6: BSP 1982 XIX II, x2 

Fig. 7: BSP 1982 XIX 13, X2 

Fig. 8: BSP 1982 XIX 10, Xl'A 

Fig. 9-10: Hemiptychoceras c{. reesidei COBBAN & SCOTT 
Fig. 9: BSP 1982 XIX 49, X3 
Fig. 10: BSP 1982 XIX 50, x4 

Fig. 11: } Hemiptychoceras sp. 
BSP 1982 XIX 52, xl'A 

Fig. 12-16: Metotcoceras gesliniatium {D'Okr\CN\) 

Fig. 12: BSP 1982 XIX 43, xl 

Fig. 13: BSP 1982 XIX 40, Xl 

Fig. 14: BSP 1982 XIX 47, xl 

Fig. 15: BSP 1982 XIX 48, x'A 

Fig. 16: BSP 1982 XIX 37, x'A 



alle Photo: F. HöCK 



Zitteliana 10, 1983 




Förster, R., Meyer, R. & Risch, H. 



Tafel 3 



143 



Zitteliana 


10 


143-153 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreide 



Von 
HANS RISCH'-) 

Mit 1 Tafel 



ABSTRACT 



It is attempted to revise bore-profile subdivisions applying 
new results available on the planctonic foraminiferal zona- 
tion. Only minor differences exist in the purely marine part 
compared to Tillmann ( 1 964) . The revision of microfossil de- 
terminations of the non-marine part, however, gives evidence 
that the first marine transgression over the Landshut-Neuöt- 



ting up lift to the north took place as late as that of the Regens- 
burg-Grünsandstein during Upper Cenomanian times. The 
microfauna of marine intercalations - as it was assumed earlier 
- in the underlying Amberger Erzformation, only consists of 
allochthonous reworked jurassic forms. 



KURZFASSUNG 



Mit Hilfe neuerer Daten zur Foraminiferen-Zonengliede- 
rung wird eine Teilrevision älterer Untergliederungen von 
Bohrprofilen versucht. Im rein marinen Anteil ergeben sich 
geringfügige Änderungen gegenüber Tillmann (1964). Die 
Revision von Mikrofossilbestimmungen im nichtmarinen 
Anteil liefern - entgegen früheren Darstellungen - Hinweise 



dafür, daß der erste marine Vorstoß über das Landshut- 
Neuöttinger Hoch hinweg nach Norden erst mit dem Re- 
gensburger Grünsandstein im Obercenoman erfolgte. Die 
Mikrofaunen aus vermeintlich marinen Zwischenschaltungen 
der Amberger Erzformation im Liegenden bestehen aus- 
schließlich aus umgelagerten Jura-Formen. 



EINLEITUNG 



Die Erforschung der Oberkreideablagerungen am Süd- 
westrand der Böhmischen Masse hat, nach Untersuchungen 
von Lehner, Trusheim u. Dacqu£ in den zwanziger-dreißiger 
Jahren, nach dem Krieg einen Aufschwung erlebt, u. a. be- 
sonders durch Arbeiten von Tillmann. Ihm standen Profile 
von durchlaufend gekernten Bohrungen zur Verfügung, so- 
wohl aus dem Beckenzentrum der Regensburger Kreide im 
Molasseuntergrund - der Braunauer Senke - als auch aus tek- 
tonisch stärker beanspruchten Randbereichen, wie dem Am- 
berg-Auerbacher Gebiet. Bei den Untersuchungen wurden 
Mikrofaunen ausgeschlämmt und - nach dem damaligen 
Stand der Kenntnisse, etwa ab 1952 - zur stratigraphischen 
Gliederung mit herangezogen. Sie sind -z.T. noch wenig be- 
arbeitet - beim Bayerischen Geologischen Landesamt hinter- 



legt. Inzwischen hat die Erweiterung der Kenntnisse - beson- 
ders was die Zonengliederung mit planktonischen Foramini- 
feren betrifft - eine Überprüfung derselben wünschenswert 
erscheinen lassen. Sie wird derzeit durchgeführt. Hier soll 
über erste Ergebnisse (vgl. Meyer et al. 1981) ausführlicher 
berichtet werden. Zunächst wird die stratigraphische Einstu- 
fung ausgewählter Profilabschnitte im rein marinen Anteil der 
Braunauer Senke untersucht. Sodann geht es um eine Revi- 
sion von Mikrofossilbestimmungen aus dem nichtmarinen 
Anteil - der Amberger Erzformation - im Liegenden der ma- 
rinen Folge des nördlichen Randbereiches. Mikrofaunen aus 
zwischengeschalteten Tonlagen derselben wurden in das Alb 
bis Untercenoman eingestuft und als Beleg für einen zeitwei- 
ligen marinen Einfluß gewertet. 



'') H. RiSCH, Bayerisches Geologisches Landesamt, Prinzregen- 
tenstr. 28, 8000 München 22 



144 



A. TEILREVISION VON MIKROFAUNEN DES MARINEN ANTEILS 

AUS ÄLTEREN BOHRUNGEN 



Neben der laufenden mikrobiostratigrapliisclien Unter- 
gliedeiung neuerer Aufschluß- und Hohrprofile, die hier 
nicht berücksichtigt sind, wurde eine Teilrevision an Mikro- 
fossilmaterial aus älteren Bohrprofilen durchgeführt. Eine 
wichtige Arbcitsgrundlagc bildete dabei der Atlas zur Mittel- 
kreide-I'oraminiferen-Plankton-Zonierung (Rohas/.vnski & 
Caron, 1979) sowie eine Reihe von Arbeiten aus dem Kreis 
der daran beteiligten Arbeitsgruppe europäischer Mikropa- 
läontologcn. Ziel war, anhand neuester mikropalaontologi- 
scher Bestimmungsliteratur bisherige Einstufungen und 
Gliederungen (Tillmann, 1964, 151-155) zu überprüfen. 
Folgende Profilabschnitte in folgenden Bohrungen (vgl. 
Mi'.vi:n et al. 1981 : 70 u. Taf. 4) wurden genauer untersucht: 

1. Bohrung Parkstetten 1 (1959, Blatt Münster 7034) 

a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel 

b) Ccnoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel) 

2. Bohrung Birnbach 1 (1939, Blatt Birnbach 7544) 

a) Coniac/Santon-Grenze 

b) Cenoman/Turon-Grenze 

3. Bohrung Barbing I (1959, Blatt Oonaustauf 6939) 

a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten 

b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze 



1. BOHKUNG PARKSTETTEN 1 

a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel 

IV/425/1 (530,00-532,00 m) Feinsandmergcl: 
Marfiinotruncana pseudolinneiana Pi;ssac;nO 
Dicarinella assymetrica (SiGAL) 
Alter: Unter-Santon (concavata-'/.onc) 

-3 (555,00 m): 

Marginotruncana marginata (RUUSS) 
Dicarinella concavata (BroTZEN) 
Archacoj^lohijicrina crelacea (d'Orbicny) 
Alter: Umcr-S.imon (anicavata-Zimc) 

-6 (5X0,00-582,00 m): 

Atii rpnotruncjiia marj^mata 

Mtirginotrtouarui picudolmncitina 

Anhaeoglubigcrwa crctacea 

Neoflabelliiui SHturulis praecunur (Wl Dl KIND) 

Alter: Untcr-Santon/Coniac 

-60 (649,20-650,20 m) Cardienton: 
Mary^motruncana paracnncavata PoRTHAULT 
Marpnotruncana marymata (Reuss) 
Archaeoglohtgenna hlowi PliSSAt.Nt) 
Alter: Coni.ic (concavata-Zonc) 

-69 (658,60-659,70 m): 

Ma rginotruncana paraconcavata 

Margmotruncana marginata 

M arginotruncana coronata (BoLLi) 

A rcha eoglobigerina hlowi 

Archaeoglobigcrmu cretacea 

Alter: Coniac {concavata-T.one) 

-93 (685,90-686,90 m) Weilloher Mergel: 
Dicarinella concavata 
Marginotruncana iinuosa PoKiHAin 1' 
Marginotruncana picudolirniciana 
Alter: Coniac (concavata-'/.oni:) 



-98 (691,30-692,30 m): 
Dicarinella concavata 
Dicarmclla prmiittva (Dalbiez) 
Marginotruncana sinuosa 
Marginotruncana pseudolinneiana 
Alter: Coniac (concavata-7.one) 

-104 (697,60-698,50 m): 
Dicarinella concavata 
Marginotruncana sinuosa 
Marginotruncana marginata 
Marginotruncana sigali (Reichel) 
Alter: Coniac (concavata-7.one) 

Ergebnis: In Übereinstimmung mit Tillmann (1964) 
kann bestätigt werden, daß die E'einsandmergel bis in das Un- 
tersanton hinaufreichen und der Cardienton dem Coniac zu- 
zurechnen ist. Die Weilloher Mergel dagegen sind nicht, wie 
bei T:llmann, in das Oberturon, sondern ebenfalls schon in 
das Coniac einzustufen. Aus dem entsprechendem Abschnitt 
der Bohrung Barbing liegen keine Mikrofaunen vor. Von der 
Bohrung Birnbach 1 gibt es zwei relativ reiche Mikrofaunen 
aus deren tiefstem Teil, die jedoch bisher keine genauere Ein- 
stufung zulassen. 

b) Cenoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel) 

IV/425/136 (805,10-806,15 m): 

Dicarinella hagni (ScHElliNEROVA) 

Dicarinella imbncata (MoRNOD) 

WhiteinclLi brittonemn (LoEBLlCH & TaI'PAN) 

WhitemclLi paradubia (SiCAL) 

Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone) 

-137 (806,15-807,30 m): 
Praeglobotruncana helvetica (Bm 1 1) 
l'raeglobotruncana gibha Kl AUS 
Dicarinella hagni 

Wliiteincll.i .irchaeocret.icea Pessagno 
Alter: Unter- Turon (hclvetica-7.one) 

-138 (807,30-808,45 m): 

Praeglobotruncana stephani 

Dicarinella hagni 

Dicarinella imhricata 

Dicarmclla algcriana (CaroN) 

Whiteinclla baltica DOUGLAS & Rankin 

Alter: Oberstes Obercenoman bis unterstes Unterturon 

(archaeocretacea-7.one) 

-139 (808,45-809,70 m): 

Praeglobotruncana stephani 

Dicarinella hagni 

Dicarinella imbricata 

Whiteinclla archaeocretacea 

Alter: Ccnoman/Turon-Crenze (archaeocretacea-Zone) 

-140 (810-810,10 m): 

Praeglobotruncana praehclvctica (TruJILLO) 

Praeglobotruncana stephani 

Praeglobotruncana delrioensis (Plummer) 

Whiteinclla baltica 

Whitemella archaeocretacea 

Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone) 

-141 (811,50-811,70 m) Regensburger Grünsandstein: 

Hedbcrgclla cf. hoeh.li (Hagn & Zeil) 

Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone ?) 

Ergebnis: Die Cenoman/Turon-Grenze liegt etwa 
knapp 3 m über der Basis der Eibrunner Mergel. Nach Till- 



145 



MANN (1964) fiel sie noch mit deren Oberkante zusammen. 
Ohmekt (1967) erkannte einen scharfen Faunenschnitt 4 m 
über der Basis. Außerdem konstatierte er das Einsetzen zwei- 
kieiiger Globotruncanen 2 m über der Basis. Nach neuerem 
Stand handelt es sich dabei jedoch um die Gattung Dicarinel- 
la, die ab dem obersten Cenoman vorkommt. Bemerkens- 
wert ist vielleicht auch, daß hier der tiefere Teil der Eibrunner 
Mergel (und eventuell auch der höchste Teil des Regensburger 
Grünsandsteins) noch der archaeocretacea-Zone anzugehö- 
ren schemt. 



2. BOHRUNG BIRNBACH 1 

a) Coniac/Santon-Grenze 

K 14/50 (987,70 m): 

Marginotruricana pscndolinneiana 

A rchaeoglobigerma cretacea 

Stensiöina praecxculpta (KELLliR) 

Neoßabdlina suturalis praecursor (WeuekinD) 

Neoßabellina ovalis (Wedekind) 

Alter: Santon 

-(1021,30 m): 

Dicarmella concavata 

Marginotruricana paraconcavata 

Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone) 

-(1086,30 m): 

Dicarinella concavata 

Archaeoglohigerina cretacea 

Stensiöina praecxculpta 

Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone) 

- (1097,40 m): 

Dicarinella concavata 

Marginotruncana paraconcavata 

Marginotruncana coronata 

Margmotruncana tarfayensis (LEHMANN) 

Archaeoglohigerina cretacea 

Neoflahellina praerugosa HiLTERMANN 

Alter: höheres Coniac bis unterstes Santon (concavata-Zone) 

-(1108,70 m): 

Dicarmella concavata 

Marginotruncana smuosa 

Margmotruncana margmata 

Archaeoglohigerina cretacea 

Alter: höheres Coniac (-unterstes Santon?) (concavata-Zone) 

-(1135,80 m): 
Marginotruncana marginata 
Marginotruncana sinuosa 
Archaeoglohigerina cretacea 
Karsteneis karstenei karstenei (Reuss) 
Alter: höheres Coniac 

Ergebnis: Die von Tiiimann (1964) festgelegte Grenze 
liegt im Bereich der concavata-Zone 

b) Cenoman/Turon-Grenze 

K 14/50 (1344,00 m): 
Marginotruncana remi (Gandolfi) 
Praeglohotruncana praehelvetica (Trujiih^) 
Praeglohotruncana aumalensis (SiGAL) 
Whiteinella haltica Douglas & Rankin 
Whiteinella archaeocretacea Pessagno 
Cythereis longaeva adulescens Ohmert 
Alter: Mittel-Turon (höhere helvetica-Zone) 

-(1358,70 m): 
Dicarinella hagni 
Dicarinella imhricata 



Praeglohotruncana helvctica 

Praeglohotruncana stephani 

Praeglohotruncana gihha 

Whiteinella archaeocretacea 

Whiteinella paraduhia 

Alter: Unter-Turon (tiefere helvetica-Zone) 

- (1364,40 m): 

Rotalipora cushmani 

Praeglohotruncana aumalensis 

Praeglohotruncana stephani 

Alter: Ober-Ccnoman (höchste c«s/;md«;-Zone) 

Ergebnis: In diesem Profilabschnitt ergibt sich eine völlig 
neue Gliederung. Die nach Tiiimann (1964) mittelturonen 
Mergelkalke und Mergel gehören im tieferen Teil (ab 
1364,50 m) dem Ober-Cenoman an. Das bedeutet, daß dem 
Regensburger Grünsandstein hier eine größere Mächtigkeit 
(34,00 m gegenüber 1,30 m bisher) zukommt. Darüber ist 
Unter-Turon erstmals bei 1358,70 m und Mittel-Turon erst 
ab 1344,00 m nachweisbar. 



3. BOHRUNG BARBING 1 

a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten 

IV/426 (103,20 m) Pulverturmschichten: 
Whiteinella sp. 

Cythereis cf. amhigua OllMERT 
Alter: Mittel-Turon 

- (107,60 m) Glaukonitmcrgcl: 
Marginotruncana pseudnltnnciana 
Cythereis cf. amhigua 
Cythereis cf. subtilis Ohmert 
Mosaleheris interruptoidea (van Veen) 
Alter: Mittel-Turon 

Die beiden folgenden Proben (120-124 m) .lus den Eisbuckel- 
schichten enthalten keine charakteristischen Leitformen. Als 
nächstälteres liegen erst wieder Proben aus den Reinhausener 
Schichten vor. 

- (180,75 m) Reinhausener Schichten: 
Margmotruncana sp. 

Whiteinella archaeocretacea 
Whiteinella haltica 
Alter: Unter-Turon 

Ergebnis: Die bisherige Gliederung kann mit wenigen 
Formen hinreichend bestätigt werden. 

b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze 

Der unterste Teil der von Tu. l. mann als Reinhausener 
Schichten ausgeschiedenen Folge gehört nach der Mikro- 
fauna schon zu den Eibrunner Mergeln. 

IV/426 (181,90-183,00 m) 
Marginotruncana renzi 
Dicarinella hagni 
Praeglohotruncana helvetica 
Praeglohotruncana gihha 
Whiteinella archaeocretacea 
Whiteinella paraduhia 
Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone) 

-(185,20-186,20 m): 
Dicarinella hagni 
Praeglohotruncana helvetica 
Praeglohotruncana gihha 
Praeglohotruncana stephani 
Praeglohotruncana delrioensis 
Whiteinella archaeocretacea 



146 



Hedbergella ex gr. simplex (MORROW) 
Alter: Unter-Turon (tiefste helvetica-Zone) 
In dieser Probe dürfte auch noch die archaeocretacea-Zone ent- 
halten sein. 

-(186,20-187,20 m): 

Rotalipora cusbmant (MoRROW) 

Whiteinella baltica 

Praeglohotruncana stepham 

Alter: Ober-Cenoman (cHshmani-Zone) 

-(187,80-188,40 m): 

Rotalipora cushmani 

Whiteinella baltica 

Whiteinella brittonensis 

Alter: Ober-Cenoman (cushmarn-Zone) 

-(188,40-189,00 m): 

Rotalipora cushmam 

Whiteinella baltica 

Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone) 

Die nächst tiefere Probe stammt erst wieder von der Basis 
des Regensburger Grünsandsteins (200,20 m), führt aber 
keine Mikrofauna. Die nächst tiefere, einzige Probe aus 
den Schutzfelsschichten (204, 10 m) ist ebenfalls mikrofos- 
silleer. 



Ergebnis : Soweit Probenmaterial vorliegt, kann die bis- 
herige Gliederung - mit Ausnahme der Cenoman/Turon- 
Grenze - bestätigt werden. Diese liegt innerhalb der Eibrun- 
ner Mergel oberhalb 186,20 m und damit ca. 3 m über deren 
Basis. 

Zusammenfassung: Eine Teilrevision von Mikrofau- 
nen aus drei älteren Bohrungen durch die Regensburger 
Kreide des Molasseuntergrundes im Gebiet von Regensburg, 
Straubing, Birnbach bestätigt die von Tillmann bzw. Till- 
mann & Ziegler (1964) getroffene Untergliederung weitge- 
hend. Eine Änderung bzw. Neugliederung ergibt sich einmal 
im unteren Teil der Bohrung Birnbach 1. Zum anderen wer- 
den die Weilloher Mergel der Bohrung Parkstetten nicht mehr 
wie bisher in das Oberturon, sondern in das Coniac einge- 
stuft. Die Cenoman/Turon-Grenze kann in allen drei Boh- 
rungen auf den tieferen Teil der Eibrunner Mergel, ca. 3 m 
über deren jeweiliger Basis festgelegt werden. 



B. REVISION VON MIKROFOSSILBESTIMMUNGEN 
AUS DER AMBERGER ERZFORMATION 



EINFÜHRUNG 

Die Diskussion bezüglich der Faziesinterpretation und 
stratigraphischen Einordnung der Amberger Erzformation 
(und der Schutzfelsschichten) reicht weit zurück (Oschmann, 
1958, S. 66ff.;GuDDEN&TREiBS, 1961:60 ff.). Einige wesent- 
liche Entwicklungsschritte der Forschung seien im folgenden 
kurz aufgeführt: Flurl (1792) erwähnt diverse Fossilien aus 
dem Nebengestein der Erzformation. Voith (1841) erkennt 
als offenbar erster das Kreidealter der Erze. Gombel (1868) 
parallelisiert - zumindest teilweise - die Erzformation mit den 
Schutzfelsschichten und stuft sie (1891) schon mit Sicherheit 
als tiefste Oberkreidebildungen (Cenoman) ein. Aufgrund 
von Pflanzenfunden setzt er sie mit den Niederschönauer 
Schichten Sachsens und den Perucer Schichten Böhmens (vgl. 
Cech et al. 1980, Prescher, 1981) altersmäßig gleich. Roth- 
PLETZ (1913) hält als Beginn der Schutzfelsschichtenbildung 
ein nur untercenomanes als auch teilweise präcenomanes Al- 
ter für möglich. 

Die Faziesinterpretation eines fossilführenden Kreidetones 
vom Hirschwald, südlich Amberg (Klopfel, 1919) führt 
erstmals dazu, zwischen Malm und Erzformation eine marine 
Ingression anzunehmen. Aus im Auerbacher Erz einge- 
schlossenen Letten schlämmt Fink (1928) ,, Seeigelstacheln 
mit typisch kretazischen Formen" aus. Dies bestätigt schein- 
bar die präcenomane Einstufung der Erzformation durch 
Seemann (1925). Lehner (1924, 1935, 1936, 1937) beruft sich 
bei der Einstufung der Schutzfelsschichten als Früh- bzw. 
Unter-Cenomanauf Jacubowski (1921), der aus Weinberglet- 
ten bei Schwandorf eine marine Unterkreide-Fauna meldet. 
Hierzu schreibt Tillmann (1963): ,,den Fund von Jacubowski 
kann ich bestätigen". Nach Dacque (1939: 18) ,,kann die 
Schutzfelsschichtenbildung durchaus noch untercenoma- 



nisch sein". Gramer & Treibs (1951: 158) sprechen von 
Karsthohlformen, die ,,von präcenomanen Schutzfelsschich- 
ten erfüllt sind". 

Tillmann (in Tillmann & Treibs, 1967) schließlich führt, 
neben Ooiden und Glaukonitgehalt, Makrofaunen - unbe- 
stimmbare Muscheln, Belemniten, Bryozoen, Schwammna- 
deln, Seeigelstacheln und Fischzähnchen - als Beweis für den 
zeitweiligen marinen Charakter der Erzformation an. Er be- 
ruft sich dabei u. a. auch auf Jacubowski (1. c). Die erste Rich- 
tigstellung Trusheim's (1. c), der den Weinbergletten Jacu- 
bowskis - schon allein nach der Petrographie und den darin 
enthaltenen Fossilien durch Nachbestimmung - eindeutig als 
dem Dogger zugehörig identifziert, wird gar nicht erwähnt, 
ebenso wenig seine zweite, nach der der marine Unterkreide- 
ton Kluppel's (1. c.) als Fehldiagnose - ,, fossilführenden 
Eybrunner Tonen" entstammend - erkannt ist. Während 
Tillmann (1. c.) nur die Erzformation für zeitweilig marin 
hält, versucht Oschmann (1958) auch für die Schutzfels- 
schichten einen zeitweiligen marinen Einfluß zu belegen und 
gleichzeitig die Datierung auf Cenoman einzuengen (1. c. 
S. 68). Als Beweis führt er eine ,, marine Mikrofauna ceno- 
manen Alters" aus einem mittel- bis grobsandigen Glaukonit- 
ton von der Lokalität ,, Steinbruch an der Wiegen" auf Blatt 
Bad Abbach an. Er sieht diesen Ton nach Lagerung und pe- 
trographischer Ausbildung als eindeutig den Schutzfels- 
schichten zugehörig an. Dagegen ist folgendes einzuwenden: 
1. Die ,, verstürzte Lagerung innerhalb eines Karsttrichters" 
(Tillmann & Treibs, 1963: 70) läßt diesen bisher einzigen 
Hinweis auf einen zeitweiligen marinen Charakter der 
Schutzfelsschichten als wenig überzeugend erscheinen. 2. Die 
Mikrofauna mit Ataxophragrnium depressum (Ferner) - bis- 
her nur ab dem Turon bekannt - läßt eher vermuten, daß hier 
nachgerutschte glaukonitische Partien von Eibunner Mergeln 



147 



oder auch Regensburger Grünsandstein beteiligt waren. Die 
limnofluviatilterrestrische Entstehung der Schutzfelsschich- 
ten ist ansonsten durch Trusheim (1. c.) genügend belegt. 

Derselbe Autor (I. c. S. 46) spricht sich auch klar für eine 
Einlagerung der Amberger Erzformation in die Schutzfels- 
schichten - „mit denen sie durch alle Übergänge auf das in- 
nigste verknüpft sind" - aus. Ihr Alter gibt er mit Unterkreide 
bis möglicherweise Untercenoman an. Die genauere Datie- 
rung der Obergrenze stellt er einer späteren Neubearbeitung 
der Kreidefaunen anheim. Diese, von DacquE (1939) veröf- 
fentlicht, bestätigt mit Acanthoceras naviculare und Pecten 
asper ein mittel(?)- bis obercenomanes Alter des Grünsand- 
steins und damit die Möglichkeit eines untercenomanen Al- 
ters für die höheren Teile der Schutzfelsschichten. 

Nach Cech et al. (1980: 280) verläuft in der Böhmischen 
Kreide die Grenze zwischen liegenden limnischen Perucer 
Schichten - altersmäßig den Schutzfelsschichten gleich (GüM- 
BEL, 1868) - und hangenden Korycaner Schichten diachron. 
Inoceramus pictus im höheren Teil der letzteren weist auf 
Obercenoman hin, Inoceramus crippsi und Schloenbachia 
varians im tieferen Teil könnten noch Mittelcenoman andeu- 
ten. 

Pacltovä (1977: 134, 1978: 103) engt das Alter des oberen 
Teils der Perucer Schichten mit Hilfe des Erstauftretens von 
Vertretern aus der Gruppe der Normapolles in Verbindung 
mit dem Vorkommen von triporaten Pollen auf das höhere 
Mittelcenoman (Acanthoceras jukes-brownei-Zone) ein. 

Tillmann war schon lange vor der ersten mikropaläontolo- 
gischen ,, Beweisführung" von 1952-53 - trotz der Richtig- 
stellungen von Trusheim (1936) - vom zeitweilig marinen 
Charakter der Erzformation und von deren Einsetzen" zu 
Beginn des Cenomans" (Tillmann, 1940, 547) überzeugt, so 
daß nicht auszuschließen ist, daß sich diese Überzeugung 
auch auf die mikropaläontologische Bearbeitung des von ihm, 
für seine eigenen Untersuchungen in Auftrag gegebenen Pro- 
benmaterials ausgewirkt haben könnte. 



REVISION DER MIKROFAUNEN 

Zum besseren Verständnis der in verschiedenen Erläute- 
rungen zu geologischen Karten wiedergegebenen Ergebnisse 
der mikropaläontologischen Untersuchungen ist es ange- 
bracht, einen diesen zugrundeliegenden mikropaläontologi- 
schen Bericht vom 25.7.53 zu zitieren. Er betrifft Untersu- 
chungen an Mikrofaunen aus basalen Tonen der Erzforma- 
tion der Bohrung Bernreuth 86 (Archiv-Nr. K 53) aus den 
Teufen 158,80-161,60 m. Hier werden- wie auch schon vor- 
her (siehe unten) - abgebrochene trochospirale Anfangswin- 
dungen von Placopsilina cenomana d'Orbigny und von 
? Trocholina sp. (Taf. 1, Fig. 12-14), je nach Form und An- 
ordnung der Kammern, als ,,Globotruncana appenninica, 
Globotruncana roberti, Globigenna digitata (?) bzw. Globt- 
gerina subdigitata (?)" bestimmt. Bisherige Ergebnisse (vor- 
herige Untersuchungen an den Bohrungen Etzmannsberg 5, 
Mariahilfberg 2 und Bernreuth 99 miteingeschlossen) wer- 
den wie folgt, zusammengefaßt: ,, Durch den schlechten Er- 
haltungszustand und das spärliche Vorkommen der betref- 
fenden Mikrofossilien ist bis jetzt der einwandfreie Nach- 
weis, mittels einer exakten spezifischen Bestimmung, noch 



nicht gelungen. Deswegen ist es auch schwierig, jetzt schon 
zu entscheiden, ob hier nun Mittel- oder Oberalb oder Unter- 
cenoman vorliegt. Man kann jetzt jedoch schon mit sehr gro- 
ßer Sicherheit sagen, daß die basalen Kreideschichten der 
Oberpfälzer Eisenerzlagerstätten u. a. Sedimente des Alb bis 
Untercenoman beinhalten." 

Etwas verwunderlich daran ist am Schluß die bereits deutli- 
che Beschränkung einzig noch auf die Fragestellung Unterce- 
noman oder auch noch Alb?, die bei allen weiteren Untersu- 
chungen (s. u.) allein mehr im Vordergrund steht, obwohl 
doch zu Beginn noch der einwandfreie Nachweis für Alb bis 
Untercenoman überhaupt in Frage gestellt ist. 

In der schon o. a. Bohrung Etzmannsberg 5 (Archiv-Nr. 
K 57), Blatt Sulzbach-Rosenberg (Gudden & Treibs, 1961), 
die gleich zweimal die Erzformation durchteuft, wird bei 
27,10 m und bei 29,50 m, neben ,,Unter-Dogger-Foramini- 
feren" (!) eine rotaliide Kalkschalerform: Robulus sp. als 
Kreide-Anzeiger aufgeführt. Bei einer späteren Durchsicht 
wird am Rand vermerkt, daß es sich dabei doch wohl nur um 
eine Lenticulina sp. handle und damit die Mikrofauna keine 
stratigraphische Einstufung erlaube. Diese Berichtigung, die 
durch die jetzige Revision bestätigt werden kann, bleibt - wie 
noch einige andere (s. u.) - unpubliziert. Eine weitere Probe 
aus der zum zweitenmal in dieser Bohrung bei 
135,80-138,20 m durchteuften Erzformation soll Schackoina 
sp. enthalten. Die jetzige Revision kommt zu dem Schluß, 
daß es sich auch hier nur um abgebrochene Anfangswindun- 
gen von Placopsilina cenomana handelt. 

Die Art ist keineswegs - wie der Name vermuten lassen 
könnte - auf das Cenoman beschränkt. Sie kommt ebenso 
schon im Malm vor (vgl. Seibold, 1960; Oesterle, 1968; 
Groiss, 1970), Ihre Anfangswindungen bilden aber- und hier 
liegt der Ursprung der Kette von Verwechslungen - Formen 
aus, die eine gewisse Ähnlichkeit mit planktonischen Formen 
wie Globotruncana appenninica, G. roberti, Globigenna 
subdigitata und auch Schackoina sp. aufweisen. 

Aus der ebenfalls o. a. Bohrung Mariahilfberg 2 (Ar- 
chiv-Nr. K 10) sollen bei 30 m ,, neben umgelagerter Dog- 
ger-Mikrofauna ( !) Globotruncanen- und Globigerinen- ähn- 
liche korrodierte Kalkschaler - wenngleich für eine nähere 
stratigraphische Einstufung unbrauchbar - ein Oberkreide- 
Alter belegen" (Bericht vom 18.3.53). Bei einer späteren 
Durchsicht wird, wie auch die jetzige Revision bestätigt, wie- 
der am Rand vermerkt, daß in der Probe gar keine Kreidefor- 
men vorhanden seien. 

Auch in der Bohrung Bernreuth 99 (Archiv-Nr. K 51) auf 
Blatt Auerbach (Tillmann & Treibs, 1967, Beilage 6) wird bei 
104,00-104,10 m neben Textulariidae ein Robulus sp. als 
Beweis für Oberkreide angeführt, nach der jetzigen Revision 
auch nur eine Lenticulina sp.. Bei 163,50-164,10 m kommen 
viele Individuen einer einzigen Plankton-Art: ,,Globigerina" 
helvetojurassica Haeusler (Taf. l,Fig. 10-11) neben verein- 
zelten Resten von Placopsilina sp. vor. Sie sind (1. c.) als Glo- 
bigerina äff. subdigitata bestimmt und in das Alb-Unterce- 
noman eingestuft. 

Jura-,, Globigerinen" waren um diese Zeit noch weniger 
bekannt, so daß die Verwechslung mit Kreide-Hedbergellen 
leicht möglich war, besonders im Zusammenhang mit ande- 
rem vermeintlichem Kreide-Plankton (Placopsilina sp.). 



148 



Überhaupt gab es zum damaligen Zeitpunkt noch keine 
Plankton-Forschung unter Zuhilfenahme des Stereoscan. 

Die mikropaläontologische Abteilung am Bayerischen 
Geologischen Landesamt war sowieso erst im Aufbau begrif- 
fen und gleich mit sehr vielfältigen Aufgaben und Problem- 
stellungen befaßt. Die Amberger Erzformation stellte da nur 
ein kleines Problem unter vielen größeren dar. Für sie stand 
nicht nur eine Einstufung zwischen Malm und mittel- bis 
obercenomanem Regensburger Grünsandstein fest. Pflan- 
zenfunde (Angiospermen) in Tonen der mit der Erzformation 
zumindest teilweise verzahnten Schutzfelsschichten (Güm- 
BEL, 1868, Trusheim 1936: 41) engten „in Anlehnung an 
Mägdefrau (1953) „schon zum damaligen Zeitpunkt das Al- 
ter bereits auf etwa Apt-Cenoman ein (Oschmann, 1958: 68) 
und der marine Charakter der Basistone der Erzformation 
war durch Makrofossilfunde (Klüpfel, 1919, Jacubowski, 
1921) scheinbar bewiesen. Erste Funde von vermeintlich 
autochthonen marinen Mikrofaunen (benthonische Kalk- 
und Sandschaler) um 1952, erbrachten dafür sozusagen den 
letzten Beweis und ließen Zweifel an den Richtigstellungen 
Trusheim's aufkommen. Als dann auch noch vermeintUche 
planktonische Alb-Cenoman-Foraminiferen gefunden wur- 
den, wandelten sich diese Zweifel in Gewißheit um. Es blieb 
in der Tat nur noch die Frage noch der stratigraphischen Ein- 
engung - auf Untercenoman allein oder noch zusätzlich auf 
Alb - offen. 

Dieser Frage wurde in der Folgezeit in Untersuchungen an 
Bohrmaterial nachgegangen. Dabei fanden sich weitere ben- 
thonische Foraminiferen, Sand- und Kalkschaler, die die Ein- 
stufung Alb bis Untercenoman zu bestätigen schienen, ohne 
jedoch eine weitere stratigraphische Einengung zu erlauben. 
Hierzu die folgenden Beispiele, die aus Bohrungen auf Blatt 
Amberg stammen (Tillmann & Treibs, 1963). 

1. Unterer Querschlag beim Neuen Wetterschacht im Am- 
berger Erzberg, Profil 15 (1. c, S. 208-213): 

Aus dem Basiston der Unteren Erzformation wird bei 
5,40 m (Probe Nr. A 50/54) neben Sandschalern wie 
Glomospira sp., Saccorhiza sp., Textularia sp. und Tro- 
cbammina sp., eine fragliche rotaliide Form: Globotrun- 
cana sp. ? angeführt, und in der Oberen Erzformation bei 
19,40 m (Probe Nr. A 60/54) neben Sandschalern wie 
Textularia sp., Trochammina sp. und Ammobaculites sp. 
eine weitere fragliche Form: Bigenerma sp. ?. Beide For- 
men - Globotruncana sp. ? und Btgenenna sp. ? - sollen 
den Verdacht auf Kreide nahelegen. Die jetzige Revision 
ergibt, daß es sich bei der ersten Form um einen unbe- 
stimmbaren Sandschalerrest handelt, der lediglich an eine 
Globotruncana sp. erinnert. Bigenerina sp. kommt als 
Beleg für Kreide nicht in Betracht, da sie schon im Ober- 
jura mit verschiedenen Arten (Oesterle, 1968: 742 ff.) be- 
kannt ist. 

2. Tiefbohrung Schäflohe (Archiv-Nr. K 123): 

Hier wird bei 98,20-98,50 m neben Ammodiscus tenuis- 
simus (Guembel) eine Anomalina involutu (Reuss) als 
Hinweis auf Kreide aufgeführt (1. c. S. 72). Bei der jetzi- 
gen Revision war diese Form nicht mehr auffindbar. 
Anomalma-'i]:\vi\\c\\t Formen sind aber ebenfalls schon im 
Oberjura bekannt, wie das folgende Beispiel zeigt. 



3. Bohrung Engelsdorf 13 (Archiv-Nr. K 103): 

Aus dem Basiston der Erzformation wird bei 8,1 0-8,20 m 
(1. c. S. 78) angeführt: Bulimma D 17, Anomalina D 12, 
Lenticulina sp. Die beiden ersten Formen werden als Be- 
weis für marine Kreide angesehen. Zusätzlich wird ver- 
merkt, daß die Bestimmung nach Hecht (1938) erfolgte 
und daß sich dabei überraschende Ähnlichkeiten mit dem 
Faunenbild der Leymeriella regularis-Zone ergeben ha- 
ben. Die jetzige Revision kommt zu dem Ergebnis, daß 
eine Anomalina-'ihnViche Form vorhanden ist, daß es sich 
dabei jedoch um Dtscorbis ? paraspis (Schwager) handelt, 
wie von Oesterle (1968: 774) aus dem Malm des Schwei- 
zer Jura beschrieben. Eine Bulimina war nicht enthalten. 
Sie könnte aber nicht als Beweis gelten, da die Gattung 
schon ab dem Jura bekannt ist. Die verbleibende ,, Ähn- 
lichkeit" mit dem Faunenbild der L. regularis-TLont 
Norddeutschlands allein reicht nicht aus, um ein Kreideal- 
ter zu belegen. 

4. Bohrung Krumbach 37 (Archiv-Nr. K 199): 

Bei 111,10-111,70 m(l. c. S. 80) wird mit Valvulina kar- 
ren (Uhlig) - neben anderen Sandschalern - ,, eindeutig 
Kreide" determiniert. Bei der jetzigen Revision konnte 
keine Valvulina karren gefunden werden, dagegen aber 
eine Paalzowella feifeli (Paalzow). Deren Vorkommen 
wiederum ist auf den Malm (Oxford) beschränkt. 

5. In einer Zusammenschau (Tillmann & Treibs, 1. c. S. 81) 
werden alle bis dahin aus der Erzformation der verschie- 
denen Reviere bestimmten Forminiferen aufgelistet. Es 
wird geprüft, ob damit außer Cenoman auch Alb nach- 
weisbar sei und zunächst festgestellt, daß eine wün- 
schenswert enge stratigraphische Einordnung nicht mög- 
lich sei. Zur Altersstellung heißt es - im folgenden aus- 
zugsweise zitiert - weiter: ,, Durch Haplophragmmm 
aequale (Roemer) erweisen sich klar als Oberkreide die 
Proben . . . Sämtliche Formen aus früheren Berichten, die 
für Alb zu sprechen schienen, wurden einer genauen Beur- 
teilung unterzogen . . . Alb konnte nicht nachgewiesen 
werden. Damit sind die o. a. Proben als Liegendes der 
Oberkreide zu betrachten (= tiefstes Cenoman)." 

Bei dieser genaueren Beurteilung wird an der Bestimmung 
,, Globotruncana" und ,,Globigerina" festgehalten, ob- 
wohl in der Faunenliste zum ersten Mal Placopsilina ce- 
nomana auftaucht, dagegen keine Globotruncana appen- 
ninica mehr. Das deutet daraufhin, daß die erste grundle- 
gende Verwechslung - kurz nach dem Erscheinen der Ar- 
beit von Seibold (1960) - als solche erkannt ist. Die sich 
daraus nahezu zwangsläufig ergebende Frage, ob es sich 
eventuell auch bei den übrigen, als Beweis für marines Un- 
tercenoman aufgezählten Arten um Durchläufer handeln 
könnte, die wie Placopsilina cenomana selbst alle schon ab 
dem Oberjura auftreten, wird nicht gestellt. 
Haplophragmium aequale, extra als für Oberkreide be- 
weiskräftige Form angeführt, entpuppt sich bei der jetzi- 
gen Revision als Ammobaculites subcretaceus Cushman & 
Alexander, ebenfalls schon im Oberjura bekannt 
(Oesterle, 1968, S. 737). 



149 



ERGEBNIS 

Insgesamt kommt damit die jetzige Revision zu dem Er- 
gebnis, daß weder die als Beweis für marines Untercenoman 
angeführten planktonischen, noch die benthonischen ,, Leit- 
formen" einer genaueren Überprüfung standhalten und daß 
zusätzlich die Umlagerung aus Dogger-Malm-Schichten in 
mehreren Fällen durch die Begleirfauna nachweisbar ist. 
Hierzu wird im folgenden eine Übersicht über die wichtig- 
sten, im Rahmen dieser Revision durchgeführten Neube- 
stimmungen - jeweils mit dazugehöriger stratigraphischer 
Einstufung - gegeben. 

Bohrung Bemreuth 86 (Tillmann & Treibs 1967, Beil. 6) 

K33, 159,6-161,3 m 

„Globigerina" cf. helveto-jurassica HaeuslER 

Trochammina pygmaea (Haeusler) 

Trochammina rotundata E. & J. Seibold 

Haplophragmoides globigerinoides (Haeusler) 

Textularia jurassica GuEMBEL 

Tritaxis lohata (E. & J. SEIBOLD) 

Suhdelloidma haeusleri FRENTZEN 

Placopsilina cenomana D'OrbiGNY 

Thurammina sp. 

Tolypammina sp. 

Ammodiscus sp. 

Miliolidae 

Seeigelstacheln 

u.a. 

Alter: Unterer Malm 

Bohrung Bernreuth 99 (Tillmann & Treibs, 1. c.) 

K5I, 104,00-104, 10 m 

Lenüculina sp. 
Textularia sp. 
Tolypammina sp. 
163,50-164,10 m 

,,Globigertna cf. helveto-jurassica HAEUSLER 
Placopsilina sp. 
Alter: Dogger-Malm 

Bohrung Bernreuth 96 (Tillmann et al. 1963, S. 81) 

K77, 104,00-1 12,30 m 

Trochammina mflata (MONTAGU) 

Trochammina pulchra ZiEGLER 

Trochammina parva E. & J. SeIBOLD 

Textularia cf . jurassica GuEMBEL 

Ammobaculites suprajurassicus (Schwager) 

Proteonina ampullacea Brady 

Glomospira sp. 

Rheophax sp. 

Lituola sp. 

Textularia sp. 

Haplophragmium sp. 

Fischzähnchen 

u. a. 

Alter: Dogger (-Malm) 

Bohrung Krumbach 37 (Tillmann et al. 1963, S. 80) 

K 199, 111, 10-111, 70m 

Textularia cf. jurassica GuEMBEL 
Paalzowella feifeli (PaalZOW) 
Miliammma jurassica (HAEUSLER) 
Cyclogyra sp. 
Trochammina sp. 
Alter: Dogger-Malm 



Bohrung Schäflohe X (Tillmann et al. 1963, S. 71) 

K 123, 98,20-98,30 m 

Ammodiscus sp. 
Foraminiferenreste 

Bohrung Engelsdorf 16 (Tillmann et al. 1963, S. 74) 

K 133, 1,90-2,65 m 

Lenticulma div. sp. 
Nodosaria sp. 
Eoguttulina sp. 
Ammodiscus sp. 

Bohrung Engelsdorf 23 (Tillmann et al. 1963, S. 74) 

K 137, 4,30-5,10 m 

Rheophax sp. 
Ammobaculites sp. 

Bohrung Bernreuth 129 

K241, 112,60-113, 10m 

Haplophragmoides globigennoides (HAEUSLER) 

Trochammina rotundata E. & J. SEIBOLD 

Bigenerina arcuata HAEUSLER 

Textularia sp. 

Tolypammina sp. 

Glomospira sp. 

Miliolide 

Fischzähnchen 

Seeigelstacheln 

Alter: (Dogger-) Malm 

Bohrung Bernreuth 130 

K243, 125,80-127,00 m 

Textularia elongata (E. & J. SeIBOLD) 

Paalzowella feifeli (PaaLZOW) 

Miliammina jurassica (Haeussler) 

Trochammina sp. 

Ammodiscus sp. 

Glomospira sp. 

Textularia sp. 

Haplophragmoides sp. 

Ammobaculites sp. 

Schwammskelette 

Seeigelstacheln 

Alter: (Dogger-) Malm 

Zu vergleichbaren Ergebnissen kam schon Groiss in einer 
Arbeit von Freyberg (1976). Freyberg beruft sich darin auf 
GuDDEN & Treibs (1961, S. 72), wo es heißt, daß eine alters- 
mäßig nicht restlos gesicherte brackisch-marine Mikrofauna 
aus einem Ton, wenig über dem Malm, Relikte einer kurzfri- 
stigen Meeresüberflutung andeute. Gudden wiederum beruft 
sich auf Tillmann (1954 und 1958), der Ockertone, Braun- 
eisenerzlinsen, Sande und Glanzbraunkohle des Vilseck- 
Freihunger Reviers mit der Amberg-Auerbacher Erzforma- 
tion parallehsiert und - jeweils an der Basis und auch noch mal 
im höheren Teil derselben, unter Berufung auf mikropaläon- 
tologische Bestimmungen (s. o.) - eine marin-brackische 
Fauna angibt. Freyberg schreibt, daß er aufgrund dieser An- 
gaben immer wieder Proben aus Tonhorizonten der Erzfor- 
mation verschiedener Bohrungen entnommen habe. Diese 
wurden mikropaläontologisch von Groiss untersucht. Er- 
gebnis: In den Proben fanden sich immer nur ,,verkieselte 
Kleinfaunen von jurassischem Charakter, wahrscheinlich aus 
dem Malm umgelagert". 



150 



SCHLUSSFOLGERUNGEN FÜR DIE PALÄOGEOGRAPHISCH- 
TEKTONISCHE ENTWICKLUNG 



Dieses Ergebnis wurde wohl nicht wahrgenommen oder es 
kam gegen die nie widerrufenen, schembar mehrfach gesi- 
cherten mikropaläontologischen Befunde in den Proben von 
Tillmann nicht an. Die „untercenomane Meeresbucht" 
(Tillmann 1964, Tillmann & Treibs, 1967) lebte, wenn auch 
mit Fragezeichen versehen, weiter als ,, vielleicht zeitweilig 
brackisch-marine trogförmige Randtalzüge" (Gudden, 
1975), als ,, Tümpel und Seen, die . . . möglicherweise in den 
Einflußbereich des . . . Oberkreidemeeres gelangten" (Gall 
et al. 1973) bzw. als ,, fjordartige marine Rinne . . . Vorläufer 
des breiteren obercenomanen Golfes von Regensburg" 
(Herm, 1979). Nachdem sich durch die jetzt dargelegten Er- 
gebnisse die Hauptargumente für einen marinen unterceno- 
manen Vorstoß in das Gebiet nördlich der Linie des Lands- 
hut-Neuöttinger Hochs in Nichts auflösen, liegt die Schluß- 
folgerung einer rein limnofluviatil-terrestrischen Entstehung 
der Erzformation - analog derjenigen der Schutzfelsschichten 
- nahe. Glaukonitgehalte und Ooide lassen sich, ebenso wie 
die Mikrofaunen, durch Umlagerung aus Jura-Schichten er- 
klären. Ein Unterkreide- Alter kommt, neben Unter- bis Mit- 
telcenoman, wie bei den Schutzfelsschichten (Trusheim, 
1936), wieder in Betracht. Gleichzeitig wird auch offenkun- 
dig, daß der obercenomane Meeresvorstoß (vgl. auch Klein et 
al. 1979) ein relativ plötzliches Ereignis ohne vermittelnde 
Vorläufer darstellt. Diese Feststellung schließt eine Trans- 
gressionsdauer von vielen hundert Jahren, wie von Trusheim 
(1936, S. 60) vorsichtig als Minimum geschätzt, durchaus 



noch mit ein. Seit dem Rückzug des Meeres im Berrias - bis 
auf eine Lmie unmittelbar vor dem heutigen Kalkalpen- 
Nordrand (vgl. Meyer et al. 1981, Taf. 4, Fig. 1) - war das 
Meer noch zweimal bis zur Linie des Landshut-Neuöttinger 
Hochs vorgerückt, einmal im Valendis-Hauterive und noch 
mal im Apt-Alb. Dies ist jedoch - im Vergleich zum oberce- 
nomanen Meeresvorstoß - eher als ein Oszillieren der Mee- 
resküste zu bezeichnen. Jetzt transgredierte das Meer erst- 
mals wieder seit dem Malm - anknüpfend an NW-SE-strei- 
chende Bruchstrukturen - bis in den Raum nördlich von Re- 
gensburg - möglicherweise diachron während des Mittel- bis 
Obercenomans (Lange & Paulus, 1971), obwohl Mittel-Ce- 
noman bisher, trotz Bemühen, nicht nachweisbar ist. Insge- 
samt läßt sich folgern, daß das Landshut-Neuöttinger Hoch 
bis in das mittlere Cenoman hinein eine Trennlinie zwischen 
festländischer Entwicklung im Norden und mariner Ent- 
wicklung im Süden darstellte. 

Der plötzliche Vorstoß, der - ohne Übergang - voll marine 
Ablagerungen mit planktonischen Foraminiferen fast 150 km 
weit nach Norden vordringen ließ, deutet auf relativ abrupte 
Abbruche randlicher Schollen von der bis in das Turon hinein 
synsedimentär aufsteigenden Böhmischen Masse hin. Diese 
stehen, als Teil des ,, Gesamtzerfalls des östlichen Teils des 
Mitteleuropäischen Festlandes während des Obercenoman" 
(Trocer, 1981, S. 163) wohl in Zusammenhang mit dem tek- 
tonischen Geschehen - Kollision und Aufschiebungen - am 
Südrand des Europäischen Schelfs. 



ZUSAMMENFASSUNG 



Die stratigraphisch-fazielle Interpretation der Amberger 
Erzformation als zeitweilig marine Ablagerung des Unterce- 
noman, von Tillmann schon 1940 und in der Folgezeit von 
1954-1967 vertreten, geht zunächst auf Verwechslungen bei 
Makrofossilbestimmungen (Klüpfel, 1919, Jacubowsi, 1921) 
zurück, die aber von Trusheim (1936) richtiggestellt worden 
waren. Neuen Auftrieb erhielt sie, wieder durch Verwechs- 
lungen bei Bestimmungen - diesmal an Mikrofossilien - im 
Auftrag Tillmann's seit 1952 am Bayerischen Geologischen 
Landesamt durchgeführt. Grundlegend wirkte sich dabei aus, 
daß trochospirale Anfangswindungen von PUcopsilina ceno- 
mana als Rotalipora appenninica und Jura-,,Globigerinen" 
als Kreideplankton angesehen wurden. Beides zusammen 
führte nicht nur zu der o. a. Interpretation, sondern zog auch 
noch eine verstärkte Suche nach zusätzlichen benthonischen 
Leitformen zur Präzisierung der scheinbar gesicherten Ein- 
stufung ,,Alb bis Untercenoman" nach sich, woraus weitere 



Fehlbestimmungen resultierten. Diese sind bis heute nicht be- 
richtigt, weshalb auch die o. a. Interpretation noch weiter- 
lebt. 

Die jetzt durchgeführte Revision der am Landesamt auf- 
bewahrten Mikrofaunen holt dieses Versäumnis nach. Sie 
kommt zu dem Ergebnis, daß die Mikrofaunen alle aus Jura- 
schichten umgelagert sind und kein Kreideplankton beinhal- 
ten. Damit entfällt der ,, zeitweilig marine Einfluß" zugun- 
sten einer rein limnofluviatil-terrestrischen Deutung. Neben 
Unter- bis Mittelcenoman kommt wieder ein Unterkreideal- 
ter in Betracht. Paläogeographisch bedeutet das, daß das 
Landshut-Neuöttinger Hoch bis in das mittlere Cenoman 
hinein die Trennlinie zwischen festländischer Entwicklung im 
Norden und mariner Entwicklung im Süden bildete. Damit 
erhellt auch, daß die obercenomane Transgression, ein relativ 
plötzliches Ereignis ohne Übergang, einen Gipfelpunkt des 
tektonischen Zerfalls dieses Gebietes markiert. 



151 



LITERATURVERZEICHNIS 



Cech, S., Klein, V., Kriz, J. & Valecka, J. (1980): Revision of the 
Upper Cretaceous stratigraphy of the Bohemian Cretaceous 
Basin. - Vest. Ustr. Ust. geol., 55, 5, 277-296, 1 1 Abb., Prag. 

Gramer, H. &Treibs, W. (1951): Geologische Exkursion durch die 
südliche Frankenalb. - Geologica Bavarica, 6, 149-161, 
1 Tab., 2 Abb., München. 

Dacque, E. (1939): Die Fauna der Regensburg-Kelheimer Ober- 
kreide (mit Ausschluß der Spongien u. Bryozoen). - Abb. 
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Tafel 1 

Fig. 1-9 Zonenlcitformen nach Erst- bzw. Letztauftreten im Profil Benberg 
(FORSTI-R, Ml-VtR & RiSCH) 

Fig. 1-3. Rotalipora cushni^m (MoKKO^i/) 

Probe A 70/82 
1 . Dorsal ( x 80) 2 . Lateral ( x 9 1 ) 3 . Ventral ( x 90) 

Fig. 4-6. WhiteinelLi archacocrctacea Pf.SSAGNO 

Probe A 74/82 
4. Dorsal (X 100)5. Lateral (x 130) Ventral (x 111) 

Fig. 7-9. Praeglobotrumatia hclvctua (Boi.Ll) 

Probe A 76/82 

7. Dorsal (X 1 10) 8. Lateral (leicht verkippt) (x 120) 9. Ventral (x 1 19) 

Fig. 10-14 Umgelagerte Jura-Foraminiferen aus den Schutzfelsschichten mit gewisser 

Ähnlichkeit zu planktonischen Kreide- Formen (Rls< H) 
Flg. 10-1 1 . ,,Globigerina" cf. helveto-jurassica Haeusi KR 

Probe K 51, 163,50-164,10 m 

Bohrung Bcrnreuth 99 

umkristallisierte Individuen 

10. Ventral (X 200) 1 1 . Ventral (X 277) 

Fig. 12-13. Wijco/'sÄna a>«owi!na n'OKBIGNY 
Probe K 53, 159,60-161,50 m 
Bohrung Bernreuth 86 

12. abgebrochener Anfangsteil (x 137) 

13. Anfangsteil mit Folgekammern (X 87) 
Fig. 14. ^Trocbülina sp. 

abgebrochener erster Umgang (x 135) 
Probe K 53, 159,60-161,50 m 
Bohrung Bernreuth 86 



Zitteliana 10, 1983 




RiscH, H. 



Tafel 1 



155 



Zitteliana 


10 


155-171 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Die paläogeographische Bedeutung der Konglomerate 
in den Losensteiner Schichten (Alb, Nördliche Kalkalpen) 



Von 
REINHARD GAUPP=') 

Mit 7 Abbildungen und 2 Tafeln 



KURZFASSUNG 



Die klastische Sedimentserie der Losensteiner Schichten ist 
in den nördlichsten und tektonisch tiefsten Einheiten der 
Nördlichen Kalkalpen (Bajuvarikum) aufgeschlossen. Diese 
Sedimente umfassen Ton- und Siltsteine mit Einschaltungen 
von turbiditischen Sandsteinen, Geröllpeliten und Konglo- 
meraten. Sie wurden während des Alb in kleinräumigen sub- 
marinen Fächern abgelagert. Sohlmarken an den turbiditi- 
schen Sandsteinen und nach Süden abnehmende Proximalität 
der Konglomerate belegen Paläoströmungsrichtungen aus 
Norden. 

Die paläogeographische Einordnung des ursprünglich im 
Norden des Oberostalpin gelegenen Liefergebietes ist um- 
stritten. Aus der vermuteten Position dieses Liefergebietes, 
das während einer Zeit erster intensiver, kompressiver tekto- 
nischer Bewegungen in der frühen orogenetischen Entwick- 
lung der Alpen (Apt bis Campan) Detritus nach Süden schüt- 
tete, wurden paläotektonische Schlüsse gezogen. 

Die Analyse der KonglomeratgeröUe aus magmatischen, 
metamorphen und sedimentären Gesteinen ermöglicht die 



Rekonstruktion eines lithologischen Profils des Liefergebie- 
tes. Die Komponenten erweisen, daß mesozoische und pa- 
läozoische Gesteine über kontinentalem Kristallinsockel ne- 
ben ophiolithischem Material erodiert wurden. 

Diverse oberjurassische und unter- bis mittelkretazische 
Kalkgerölle zeigen Mikrofazies, die im Kalkalpin entweder 
selten oder unbekannt sind. Biodetritische Flachwasserkalke 
mit Clypeina jurassica Favre (,, Sulzfluh-Faziestyp") und mit 
unterkretazischen Dasycladaceen und Foraminiferen (,,Ur- 
gon-Faziestyp") konnten neben den für das kalkalpine Meso- 
zoikum üblichen Gesteinstypen erkannt werden. Die Sedi- 
mentation im Herkunftsgebiet setzte sich unter flachmarinen 
Bedingungen, bei Zufuhr von siliziklastischem (teilweise ul- 
trabasischem) Material, bis ins Apt/? Unteralb fort. 

Ein Vergleich des lithologischen Profils des Herkunftsge- 
bietes mit Gesteinen ostalpiner und penninischer Einheiten 
läßt darauf schließen, daß sich die klastischen Komponenten 
der Losensteiner Schichten aus einem Liefergebiet in unter- 
ostalpiner Position ableiten lassen. 



ABSTRACT 



During the Albian, the clastic sequence of the Losenstein 
Formation was deposited in the northern parts of the Upper 
Austroalpine realm (Lastern Alps). These Sediments, which 
comprise pelites with intercalations of turbiditic sandstones, 
pebbly mudstones, and conglomeratic beds, were generated 
in small submarine fans. Paleocurrents from the north are in- 
dicated by bottom marks from turbiditic psammites and evi- 
dence of southward decreasing proximality in conglomerates. 

The paleogeographic position of the source area, located 
north of the Upper Austroalpine, is controversial. Paleotec- 



'■■) R. Gaupp, Technische Universität Berlin, Institut für Ange- 
wandte Geophysik, Petrologie und Lagerstättenforschung, Straße 
des 17. Juni 135, D-1000 Berlin 12. 



tonic deductions were drawn from the assumed localizations 
of this source area, which supplied debris towards the south 
during a period ( Aptian to Campanian) of first intensive com- 
pressional movements in the early alpine orogenic history. 

The analysis of conglomerate pebbles, which include mag- 
matic, metamorphic and sedimentary rocks, allows a recon- 
struction of a lithologic profile of the area of provenance. The 
components indicate that Mesozoic and Paleozoic rocks as 
well as ophiolitic material and crystalline basement rocks 
were exposed to erosion. 

Microfacies studies of sedimentary rock components of 
conglomerates reveal Upper Jurassic and Lower to Middle 
Cretaceous lithologies, which are uncommon or not existing 
in the Upper Austroalpine stratigraphic column. 



156 



Biodetrital shallow water limestones with Clypeina juras- 
sica Favre („Sulzfluh-Faciestype") and with Lower Cretace- 
ous Dasycladaceae and Foraminifera („Urgon-Faciestype") 
were recognized in addition to lithologies common in che Me- 
sozoic stratigraphy of the Austroalpine unit. The Sedimenta- 
tion in the source area continued under shallow marine condi- 



tions, with introduction of siliciclastic (partly uhramafic) ma- 
terial, until the Aptian/Lower(?) Albian. 

A comparison of the hthologic profile of the source area 
with lithologies of the Austroalpine and Penninic units shows 
that the clastic components of the Losenstein Beds were deri- 
ved from an area in Lower Austroalpine position. 



1. EINLEITUNG 



Die klastische Sedimentfolge der Losensteiner Schichten 
(Unteralb bis Vraconien) ist auf die tiefsten tektonischen 
Stockwerke der Nördlichen Kalkalpen beschränkt (Tiefbaju- 
varikum). Es handelt sich um eine maximal 200 m mächtige 
Serie aus Ton- und Siltsteinen mit turbiditischen Sandsteinen, 
Geröllpeliten und Konglomeraten. Obwohl die Lithofazies- 
typen dieser Serie lateral und venikal rasch wechseln, sind sie 
doch erstaunlich gleichförmig ausgebildet entlang des gesam- 
ten Kalkalpen-Nordrandes von Vorarlberg bis Wien. 

Die diesem Artikel zugrunde liegenden Arbeiten erfassen 
grob-klastische Sedimente der Losensteiner Schichten zwi- 
schen dem Großen Walsertal/Vlbg. im Westen und Füs- 
sen/AUgäu im Osten (Abb. 1). 

Die Ablagerung der Losensteiner Schichten (Kollmann 
1968) erfolgte in einem Zeitabschnitt der Kreide, während 
dem geotektonische Bewegungen das Bild des alpinen Te- 
thysraumes tiefgreifend umgestalteten. (Dewey et al. 1973; 



Trompy 1975; Frisch 1976, 1981; Dietrich 1976). Die Zerle- 
gung der oberosialpinen, paläozoisch-mesozoischen Sedi- 
mentplatte und ihre Stapelung zu einem Deckenkomplex fand 
im wesentlichen während der Mittelkreide statt. Diese Vor- 
gänge lassen sich erklären als Reaktion der sedimentären 
Hülle auf Verschuppungen bzw. Verkürzungen der unterla- 
gemden kontinentalen Kruste (vgl. Bogel 1976) während der 
Schließung des Südpenninischen Ozeans im Norden des 
Ostalpin (zusammenfassende Darstellungen in Trompy 1975, 
Tollmann 1976, Obeiihauser 1980). 

Die Sedimente der Losensteiner Schichten mit ihrem bun- 
ten Spektrum an ,, exotischen" Gerollen umstrittener Her- 
kunft hatten früh die Aufmerksamkeit geologischer Bearbei- 
ter auf sich gezogen (Broili 1914; vgl. Müller 1973). Aus der 
vermuteten Herkunft und der Zusammensetzung vor allem 
des kristallinen Detritus wurden sehr unterschiedliche paläo- 
tektonische und paläogeographische Schlüsse gezogen. Es 




Abb. 1 . Lage des Arbeitsgebietes und tektonische Gliederung der Kalkalpen zwischen Großem Walsertal 
und Füssen/ Allgäu. 

1 = Blasenka (Großes Walsertal), 2 = Bärgunt (Hinteres Kleines Walsertal), 3 = Roßkopf, Hauselloch- 
bach, Weißenbach, Kleebach (westl. Hindelang), 4 = Riesenbach fVilstal), 5 = Schrecksee 



0km 



157 



wurde mehrfach versucht, die orogenen Bewegungen wäh- 
rend jener wichtigen Phase der alpidischen Entwicklungsge- 
schichte aus den syntektonisch entstandenen Ablagerungen 
zu rekonstruieren. 



In der vorliegenden Arbeit werden ergänzende Beobach- 
tungen und Ergebnisse sedimentologischer Untersuchungen 
an Konglomeraten der Losensteiner Schichten mitgeteilt. 



2. SEDIMENTPETROGRAPHIE DER KONGLOMERATE 



Angaben zur Petrographie der Losensteiner Schichten fin- 
den sich in den Arbeiten von Zeil (1955, 1956), Zacher 
(1966), Kollmann (1968), Müller (1973), Löcsei (1974). Die 
folgende kurzgefaßte Zusammenstellung sedimentpetrogra- 
phischer Charakteristika der Losensteiner Konglomerate 
geht aus den Untersuchungen von Gaupp (1980) hervor. 



2.1 GEFÜGE UND FAZIESMERKMALE 

Lithologie: 

Polymikte Orthokonglomerate, Parakonglomerate, Ge- 
röllpsammite und GeröUpelite. Die stark vorherrschenden 
komponentengestützten Orthokonglomerate treten entwe- 
der strukturlos (chaotisch) und unsortien oder strukturiert, 
gut sortiert mit Regelung und Imbrikation auf. Die Kompo- 
nenten sind sehr gut gerundet, seltener mäßig gut gerundet, 
Gerölldurchmesser bis >2 m, häufige Modalwerte zwischen 2 
und 5 cm. Matrk der bimodalen Orthokonglomerate ist 
meist gut sonierter Sand bis Grobsand, bei den polymodalen 
Parakonglomeraten sandreicher Tonsilt. Geröllspektrum mit 
hoher kompositioneller Reife. 

Sedimentstrukturen : 

Normale und Lnverse Gradierung häufig. Sowohl ,,coarse- 
tail" -Gradierung als auch ,,distribution"-Gradierung vertre- 



ten. Großmaßstäbliche, horizontal-planare Schrägschichtung 
mit Winkeln bis 25° ist selten zu beobachten. Parallele Hori- 
zontalschichtung häufig in dicken Bänken mit multipler Gra- 
dierung. Feinkonglomeratbänke zeigen Strömungsmarken an 
den Schichtunterflächen. 

Geometrie der Konglomeratkörper: 

Meist linsenförmige Körper geringer lateraler Kontinuität, 
selten ebenflächig begrenzte Bänke. Mächtigkeit einzelner 
Lagen zwischen 0,3 m und 2 m, mitunter > 10 m. Die Basis 
mächtiger Lagen zeigt erosive Diskordanz zu den liegenden 
Sedimenten (Abb. 2 und 3). Bankoberflächen eben und oft 
von Grobsandlagen überdeckt. Sehr mächtige Konglomerat- 
körper sind komplex aufgebaut aus einzelnen basal ineinan- 
dergreifenden bandförmigen Schüttungskörpern mit plan- 
konvexem Querschnitt (z. B. Bärgunt, Abb. 3; Gaupp 1980). 

Transportrichtungen und Proximalität: 

Intemgefüge und Sohlmarken der mit den Konglomeraten 
assoziierten Turbiditsandsteine belegen einen Sedimenttran- 
sport aus nördlichen Richtungen (Müller 1973). Aufgrund 
der Korngrößenabnahme in den Konglomeraten von der Ce- 
noman-Randschuppe im Norden zur Allgäudecke im Süden 
wurde von Zeil (1955, 1956) und Zacher (1966) auf ein im 
Norden gelegenes, heute nicht mehr erschlossenes Lieferge- 
biet geschlossen (vgl. Broili 1914, Kraus 1951). 



CENOMAN 



Vrocon 



0- 



M- ALB 



0- APT 




LOSENSTEINER 
SCHICHTEN 

TANNHEIMER 
SCHICHTEN 



ra 



Konglomerate 
Sandsteine 
l«lergel .Tonmergei 
IvtergelPcatke 
Kolke 



NEOKOM- 
APTYCHENSCHICHTEN 



Abb. 2. Schemazeichnung zur Verdeutlichung der stratigraphi- 
schen Beziehungen zwischen Losensteiner Schichten und den liegen- 
den Tannheimer Schichten. 

('■' = Schichtausfall unter konglomeratischen Rinnenfüllungen durch 
basale Erosion) 



158 



■Im 



+ 8/77 








' M • 






i? 







+ 15m 



Abb. 3. Aufschlußskizze der erosiven Basis einer mächtigen amal- 
gamierten Orthokonglomeratlage (Rinnenfüllung) über Psammiten, 
Parakonglomeraten und Geröllpeliten der Losensteiner Schichten. 
Bärgunt, Hinteres Kleines Walsertal, 1790 m NN; Arosa-Zone. 



Nach Gaupp (1980) belegen die systematischen Korngrö- 
ßenvariationen der Gerolle eine generell Nord-Süd gerichtete 
Sedimentzulieferung: Durchmesser übergroßer EinzelgeröUe 
> 1 m treten nur in den Konglomeraten der Genoman-Rand- 
schuppe (und aus dieser tektonisch verschleppt in der Aro- 
sa-Zone) auf. 

Die mittleren scheinbaren Durchmesser der 10 größten Ge- 
rolle (= D/10-Werte) aus basalen Teilen gradierter Konglo- 
merate und aus ungradierten Konglomeraten liegen in der 
Genoman-Randschuppe mindestens um 20% über denen der 
AUgäudecke. Die Häufigkeit von Konglomeraten mit 
D/10-Werten >15cm geht in der südlichen AUgäudecke 
(Tannheimer Berge) gegen Null. 

In turbiditischen Psammiten weisen Bankmächtigkeiten, 
Korngrößen basaler Lagen und die Abfolgen der BouMA-Ab- 
schnitte auf distalere Verhältnisse in der AUgäudecke als in der 
Genoman-Randschuppe hin. 

Die Gesamtheit sedimentologischer Beobachtungen in den 
Losensteiner Schichten belegt größere Proximalität in der 
Genoman-Randschuppe, verglichen mit der AUgäudecke 
(Gaupp 1980). 

Zur Interpretation des Ablagerungsmilieus: 

Interngefüge, Geometrie und Faziesassoziationen der 
Konglomerate belegen ihre Bildung aus schwerkraftbeding- 
ten Resedimentationen. Es handelt sich nicht um klastische 
Bildungen einer Transgression wie vormals angenommen. 
Die Losensteiner Schichten wurden in kleinen radial-finger- 
förmig nach Süden vorgreifenden submarinen Fächern unter 
tief-sublitoralen bis bathyalen Verhältnissen abgelagert. Die 
Konglomerate sind klastische Füllungen von Rmnen, die 
durch basale Erosion unter hochkonzentrierten Sedimentdis- 
persionsströmen entstanden (Details in Gaupp 1980, 1982). 



2.2 KOMPONENTENBESTAND DER KONGLOME- 
RATE 

Das Geröllspektrum der Konglomerate umfaßt leukokrate 
plutonische und vulkanische Gesteine, basische Vulkanite, 
niedrig- bis mittelgradig metamorphe Gesteine sowie silizi- 
klastische und karbonatische Sedimentgesteine (Ampferer & 
Ohnesorge 1909, Brinkmann et al. 1937, Zeil 1955, Zacher 
1966, Muller 1973, Locsei 1974, Gaupp 1980). 

Die Abbildungen 4, 5 und 6 geben einen Überblick über die 
häufigsten Gerölltypen. Vor allem die kristallinen, meist als 
,, exotisch" bezeichneten Komponenten wurden in Beschrei- 
bungen dieser Konglomerate hervorgehoben. 

Rhyolithische und dacitische Gerolle sowie pyroklastische 
Äquivalente sind die häufigsten Kristallin-Komponenten. 
Granite (vorherrschend grüne Varietäten) sind sehr selten. 

Bei den Metamorphiten sind Phyllite und Glimmerschiefer 
im Osten häufiger als im Westen. Generell sind Phyllite, 
Glimmerschiefer und Gneise untypische und relativ seltene 
Komponenten der Losensteiner Schichten. 

Höhermetamorphe Gesteine fehlen im Westen entweder 
ganz oder sind extrem selten. Ultrabasischer Detritus (Ser- 
pentinit) tritt nur in der Sandfraktion auf. 

Die Sedimentgesteinskomponenten wurden bislang gedeu- 
tet als umgelagerter Detritus der kalkalpinen permomesozoi- 
schen Schichtfolge (Zeil 1955, Müller 1973, Dietrich 1976). 
Auch LöcsEi (1974) gibt für die Sedimentgesteinsgerölle eine 
,, Kalkvoralpine" Herkunft an. Lediglich El Noor (1966) hält 
kalkalpine Herkunft für verschiedene Kalkgerölle für ausge- 
schlossen. 



Zusammensetzung 


Bärgunt 


Häuselloch 




(Arosa-Zone) 


(Cenoman- 
Randschuppe) 


Sedimentgesteine : 






Biogene arenit. Kalke 


9,9 


4,8 


Kreidesandsteine 


1 ,6 


0,8 


Fleckenkalke u. bunte Kalklutite 


10,7 


7,7 


Echinodermen-Biosparite 


<0,5 


1,8 


Hornsteine,Spiculite,Radiolarite 


<0,5 


2,5 


weißer Dolomit ,dolom. Kalk 


11,2 


6,3 


gelbgrauer u. gelber Dolomit 


16,9 


12,8 


schwarzer Dolomit 


1 ,3 


<0,5 


rote u. graue Quarzpsammite 


1 ,6 


6,8 


schwarze Lydite 


1,3 


2,5 



Kristallin: 

Quarz 

Granit 

Metakonglomerate,Quarzite u. 

Meta-Arkosen 

Saure u. intermediäre Eruptiva 

Basische Eruptiva 

Chloritaggregate, ( ?) Serpentinit 

Chloritschief er /Glimmerschiefer 



11 ,2 


19,3 


CO, 5 


— 


11 ,8 


7,8 


17,8 


15,1 


4,5 


10,3 


— 


1 ,0 


0,6 


0,5 



313 Gerolle 



398 Gerolle 



Abb. 4. Prozentuale Verteilung der Geröllkomponenten in zwei 
Konglomeratbänken der Losensteiner Schichten (Alb). 



159 



HÄUFIG 
3 ZURÜCKTRETEND 
O SELTEN 
^ NICHT NACHGEWIESEN 









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SZ 


(1) 








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Silt-/Tonsteine 




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Quarzpsammite 




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9 


9 


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9 


9 


9 


9 






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Kalkarenite 




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O 


9 


9 


9 


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Orbit . Lithothamn . - 
Bioarenite 


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9 


9 


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O 




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Orbit. Milioliden- 
Biomikrite 




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9 


9 


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9 


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Bio-Oolumpsparite 
Korallenbiolithite 




9 


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9 


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33 
























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1 

Ol 
(0 
•H 
M 


Bioin trasparite 
mit Salpingoporella 




a 


• 


9 


O 


9 


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O 


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Ol 
CO 


Calpionellenkalke 

Biopelsparite 
mit Clypeina j. 




o 
a 


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9 


9 
O 


9 

O 


O 

O 


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O 


9 

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x: 

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H 






Lumpintrasparite 
mit Protopeneroplis 


• 


9 


9 


O 


9 


o 


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B 


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Saccocomakalkmikrite 




9 


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9 


9 


9 


9 


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X 

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Filamentkalke 




3 


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9 


9 


9 


9 


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9 


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Radiolarite 




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Kieselkalke, 
Spiculite 


■ 


o 


9 


• 


• 


• 


9 


9 


9 




10 




Echinodermenschuttkalk 


e 


o 


9 


9 


• 


• 


9 


9 


• 




•H 




Fleckenkalke (jf) 




» 


9 


9 


• 


9 


9 


9 


9 




h^ 




Bunte Kalklutite 
Ober triaskalke 




o 

7 


9 
O 


9 

9 


• 
9 


• 
O 


• 
O 


9 


9 
O 




K 






3 




(Haupt-) Dolomit 




9 


• 


• 


• 


• 


• 


• 


• 




M 




? Dolomit gelb 




• 


• 


• 


• 


• 


• 


• 


9 


CA 

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(Wetterstein-) Kalk 
(Wetterstein-) Dolomit 


- 


9 


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• 


• 


• 


9 


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9 




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? schwarze Kalkmikrite 




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O 


O 


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■? 


O 


7 




W 




Buntsandstein 




O 


o 


9 


9 


o 


9 


O 


' 



Abb. 5. Zusammensetzung des mesozoischen Anteils von Sedimentgesteins-Koraponenten in Konglo- 
meraten der Losensteiner Schichten. 



Eine eingehende Neubearbeitung der Sedimentgesteinsge- 
röUe macht nun deutüch, daß verschiedene der Geröll-Litho- 
faziestypen im Kalkalpin entweder selten oder aber unbe- 
kannt sind. Nur diese Komponenten sowie einige weitere pa- 
läogeographisch interessante Geröllanteile werden hier kurz 
beschrieben. 

a) Wettersteinkalk und -dolomit: 

Weiße, teilweise gelbgefleckte dolomitische Dismikrite mit 

pel- und lumpsparitischen Partien, Fenstergefügen, gradier- 
ten Hohlraumfüllungen (z. T. fenestral algal boundstones). 



Fossilgehalt: Pharetronen, Kalkschwämme, Ostracoden; 

Algen: Zonotrichites, Tubiphytes obscurus Maslov, 
Thaumatoporella sp.; 

Foraminiferen: Ophtalmidium cf. tricki (Langer), 
Glomospirella sp., Trochammina sp., Turri- 
spirillina prealpina Trifonova; bestimmt durch 
Dr. Ott: Endothyra cf. batuxi, Amphimuralis 
sp., Aeolisaccus tintinniformis MiSik. 

Obwohl keine sicheren Leitformen zu finden waren, deutet 
nach Herrn Dr. Ott die Fauna und der Gesamteindruck auf 
(?) mittel- und obertriadischen Wettersteinkalk und -dolomit 



160 



hin. Der Mangel an Diploporen und das gehäufte Auftreten 
Yon Tubiphytesobscurus Maslov läßt auf Riff-Fazies (E. Ott 
1972) schließen. 

b) Brecciöse Lias- und Doggerkalke: 

Bunte fossilführende Calcilutite des Lias und Echinoder- 
men-Biosparite und Kieselkalke sind mitunter fein- bis grob- 
brecciös ausgebildet. Entweder Intraklasten gleicher Litholo- 
gie und Fauna oder dolomitische Extraklasten sind in die 
Kalke eingebettet. Tektonische Brecciierung ist auszuschlie- 
ßen, da die Matrix dieser klastischen Kalke praktisch unzer- 
brochen ist und deutliche Anzeichen von plastischer Verfor- 
mung durch die Klasten zeigt. Gerolle dieser Art erreichen 
mehrere dm Durchmesser; die Größe der Klasten liegt zwi- 
schen 1 mm und 15 cm. 

c) Jura-Flachwasserkalke mit Clypeina jurassica Fa\'re: 

Bedeutsam für paläogeographische Fragen sind die beson- 
ders im Westen des Untersuchungsgebietes häufigeren hell- 
grauen und dunkelblaugrauen, weißlich anwitternden Kalk- 
gerölle, die ohne nähere Beachtung leicht mit kalkalpinen 
Obertriaskaiken verwechselt werden können: 

Biomikrite, Biopelsparite (Tafel I, Fig. 1), Biointrasparite, 
Lumpsparite mit Biogenen, Oosparite, brecciierte Pelsparite. 

Fossilgehalt: Mollusken: Kleingastropoden, grobe mikriti- 

sierie Bivalvenschalenfragmente, Bankia itriata (Ca- 

Rozzi); 

Algen: Clypemu jurassica Favre, Cayeuxia cf. ameri- 
cana Johnson, Cayeuxia piae Frollo, Cayeu- 
xia sp., Tubiphytes morronensis Crescenti, 
Bacinella irregularis Radoicic, Pianella sp.; 

Foraminiferen: Protopeneroplis striata Weynschenk, 
Trocholina alpina (Leupold), Labynnthina 
sp., Miliolidae, Textulariidae, Lituolidae; 

Bryozoen; Korallenbruchstücke (z. T. ganze Stöcke); 
Koprolithen (Favreiria sp.); Crinoidenstiel- 
glieder; Ostracoden. 

In den mit Dünnschliffen und Acetatfolienabzügen unter- 
suchten Proben ließen sich sowohl Kalke mit zahlreichen Pr. 
striata, solche mit C/. jurassica und seltener auch solche mit 
Bankia striata nachweisen. Damit ist auf ein Alter der Kalk- 
gerölle von Kimmeridge bis mittleres Tithon zu schließen. 

Die lithologische Ähnlichkeit dieser Kalke mit den Ge- 
steinstypen des Sulzfluhkalk (W. Ott 1969) ist beachtens- 
wert. Vergleichbar sind diese Kalke auch mit Malmflachwas- 
serkalken der östlichen Nordkalkalpen wie dem Piassenkalk 



(Fenninger & Hotzl 1965; Tollmann 1975a) und bedingt 
auch mit Barmsteinkalk und Tressensteinkalk. 

d) Unterkreide-Flachwasserkalke in ,,Urgonfazies": 

Hellbraune, blaßrote, hell- bis dunkelgraue Biomikrite, 
Biopelmikrite, Biosparrudite und Biolithite (Tafel I, 
Fig. 3-6). 

Fossilgehalt: grobe Gastropoden- und Bivalvenschalen- 

stücke, Echinodermenfragmente; 

Algen: Salpingoporella muehlbergii (Lorenz), Acro- 
porella radoiaa Praturlon, Acicularia sp., 
Aciculana cf. elongata Carozzi, Coptocampy- 
lodon fontis Patrulius, Bacinella irregularis 
Radoicic (Lithocodium), Ethelia alba Pfen- 
DER, Boueina sp, ? Likanella sp., Lithocodium 
aggregatum Elliot, Archaeolithothamnmm 
sp., 

Foraminiferen: Palorhitolina lenticularis (Blumen- 
bach), Orbitolina cf. conica d'Archiac, Orbi- 
tolina sp., Dictyoconus cf. arabicus Henson, 
Sabaudia minuta Hofker, Cuneolina sp., 
Rheophax sp., Pseudochoffatella sp., Glomo- 
spira sp., Quinqueloculina sp., Nautiloculina 
sp., ? Ovalveolina sp., Textulariidae. 

Außerdem Korallen(-bruchstücke), Poriferen, Ostra- 
coden. 

Für KalkgeröUe mit Salpingoporella muehlbergii (Lorenz) 
kommt ein Alter von Hauterive bis Mittelapt in Frage (Con- 
rad & Peybernes 1976), nach Conrad (1977) Berrias bis Un- 
terapt. 

Sabaudia minuta Hofker ließe eine Einstufung Hauterive 
bis tiefes Apt zu (GusiC 1975). Sichere Belege für Alb- Alter 
sind nicht gegeben. 

Diese GeröUe entsprechen völlig der sog. ,,Urgonfazies", 
die mit bioklastischen Flachwasserkalken in der Unterkreide 
im Tethysbereich weit verbreitet war. Nach Mikrofazies und 
Fossilgehalt ist in Anlehnung an Conrad (1977) auf infralito- 
rale bis circalitorale Ablagerungsmilieus dieser Kalke zu 
schließen. 

e) Chromspinellführende Flachwasserkalke der Unterkreide 

Orbitolinenreiche Intrabiosparite und Oosparite (Taf. H, 
Fig. 1-3) führen gelegentlich terrigenen Detritus. Quarzkör- 
ner, Chromspinell, Serpentinit oder Chloritaggregate sind in 
Lumps eingeschlossen oder bilden den Kern von Ooiden. 



3. DER AUFBAU DES LIEFERGEBIETES 



Aus dem Geröllbestand in Konglomeraten der Losenstei- 
ner Schichten läßt sich hypothetisch der Aufbau des Lieferge- 
bietes rekonstruieren (Abb. 6). Demnach wurde die meso- 
zoische (Untertrias bis Apt/ Alb) und paläozoische (Permo- 
karbon und ? älter) Sedimenthülle, samt eingeschalteten sau- 
ren und basischen Vulkaniten abgetragen bis auf den kristalli- 
nen Sockel. Das Grundgebirge war gekennzeichnet durch 
niedrig- und mittelgradige Metasedimente/Metavulkanite 



und granitische Gesteine. Permokarbon ließ sich neuerdings 
durch palynologische Untersuchungen (Gaupp & Batten in 
Vorb.) belegen. Eine relativ mächtige klastisch-vulkanogene 
Permoskyth-Schichtserie war von vergleichsweise gering- 
mächtiger Trias überlagert. Die vermutlich kontinuierliche 
Schichtfolge von Lias bis Mittelkreide weist charakteristische 
litorale Karbonatsedimente während Malm und Unterkreide 
auf. Ein Teil der Jura-/Unterkreide-Sedimente in Übergangs- 



161 



und Langschwebfazies (vgl. Abb. 6) wurde beim Geröll- 
stromtransport aus flachmarinen Bereichen in den tiefermari- 
nen Ablagerungsraum der Losensteiner Schichten durch ba- 
sale Erosion in die Konglomerate eingearbeitet (kantige Kla- 
sten ± ohne Rundung). 



Basische und ultrabasische Gesteine wurden im weiteren 
Raum des Liefergebietes bereits während des Apt (oder noch 
früher) erodiert und in flachmarine Kalksedimente eingela- 
gert. 



4. DISKUSSION 



4. 1 KRISTALLINES BASEMENT 

Typisch für den Geröllbestand der Alb-Konglomerate ist 
das Fehlen von höhermetamorphem Kristallin. Gneiskom- 
ponenten sind extrem selten oder fehlen völlig. Trümpy (1975) 
hebt für das Unterostalpin Graubündens den Reichtum an pa- 
läozoischen Granitoiden hervor und verweist auf den Kon- 
trast zum Südpenninikum und Oberostalpin, wo der kristal- 
line Untergrund v. a. aus Gneisen und Glimmerschiefern be- 
steht. 

Das Permoskyth von Tarntaler Bergen und Radstädter" 
Tauern (Clar 1940, Enzenberg 1967) wird von Quarzphyllit 
bzw. Wenger Kristallin unterlagert, während Mittelostalpin 
(Altkristallin) und Mittelpenninikum (Zentralgneis) vorwie- 
gend höhermetamorphes Kristallin aufweisen (vgl. Frasl & 
Frank 1966, Frisch 1968). Grüne Granite und Granitmyloni- 
te, wie sie selten auch in den Alb-Konglomeraten und nach ei- 
genen Funden auch in den Tratenbachschichten vorkommen, 
sind typisch für das Unterostalpin des Err-Julier-Gebietes, 
sind aber auch im Mittelpenninikum (grüne Granite der Falk- 
nis-, Tasna- und Sulzfluh-Decke) häufig vertreten (Corne- 
lius 1935, Bertle 1973, Burger 1978). Nach neuen Untersu- 
chungen von Grüner (1981) wird allerdings für Falknis- und 
Sulzfluh-Einheit wieder eine unterostalpine Position erwo- 
gen. Grüner stellt in dem Zusammenhang die starke Beteili- 
gung amphibolitischer Gesteine im Mittelpenninikum in Ge- 
gensatz zum amphibolitarmen Unterostalpin. 

Chloritquarzite und Chloritschiefer, häufiger in den feine- 
ren Fraktionen klastischer Sedimente der Losensteiner 
Schichten, lassen sich z. T. mit Altkristallin aber auch mit den 
Casannaschiefern der Arosa-Zone vergleichen (Grünau 
1947). 



4.2 PALÄOZOIKUM 

Besonders auffallend sind die häufigen graugrünen bis ro- 
ten, sauren bis intermediären Vulkanite in den Konglomera- 
ten der Losensteiner Schichten (Rhyolithe, Felsitporphyre, 
Dacite, Ignimbrite usw.). Gegen eine mögliche Ableitung 
dieser Vulkanite aus der Grauwackenzone (z. B. Dietrich 
1976) spricht nach Tollmann (1976b), daß die Porphyroide 
dieser Zone (z. B. Blasseneck-Porphyroide) bereits varis- 
zisch metamorph wurden. Dieses Argument läßt sich jedoch 
nicht auf das Unterostalpin ausdehnen. Im Permoskyth des 
Ober- und Unterostalpin von Graubünden sind mächtige 
Quarzporphyre und Pyroklastika vertreten (Cornelius 
1935). Von allen tektonischen Einheiten nördlich des Ober- 
ostalpin weist das Unterostalpin Graubündens die umfang- 
reichste vulcano-sedimentäre Formation auf. Die alpidisch 



metamorphosienen, prätriadischen Nair-Porphyroide der 
Err-Grevasalvas-Decke haben dacitische, rhyolithische und 
andesitische Zusammensetzung. Nach Trümpy (1975) sind 
deckenförmige Rhyolithe wohl permischen Alters auch in der 
Bernina-Decke vertreten. Auch Dietrich (1976) hält eine un- 
terostalpine Abkunft der Vulkanitgerölle für wahrscheinlich. 
Daß permische Vulkanite auch in den Karpaten in internen 
Bereichen vertreten sind, ist aus der Melaphyr-Subformation 
der innerkarpatischen Choc-Gemeriden (Mahel 1963) zu er- 
sehen, die auch Tollmann (1965) dem Oberostalpin gleich- 
setzt. 

Dünner (1934) erwähnt Quarzporphyre aus dem Mittel- 
penninikum des westlichen Tauernfensters, die zwischen 
Zentralgneis und Hochstegenmesozoikum (Frisch 1976) auf- 
treten. Eine Herleitung der QuarzporphyrgeröUe im ,,Rand- 
cenoman" aus diesem Gebiet wird von Frisch (1. c. ) erwogen. 

Eine Durchsicht der mir von Herrn Prof. Frisch freundli- 
cherweise gegebenen Dünnschliffe dieser metamorph über- 
prägten Quarzporphyre zeigte aber wenig Gemeinsamkeiten 
außer texturellen Merkmalen. 

Betrachtet man die epimetamorphen, möglicherweise tlw. 
karbonen Metapsammite (Arkosen, Grauwacken) und Meta- 
konglomerate in den Gerollen, dann scheinen diese eher mit 
vermutlich präpermischen Metasedimenten des Unterostal- 
pin (Enzenberg 1967, Cornelius 1935) vergleichbar, als mit 
solchen des Penninikum (z. B. Habachserie, vgl. Frasl & 
Frank 1966). 



4.3 PERMOSKYTH UND TRIAS 

Terrigene Sedimente des alpinen ,,Verrucano" sind in den 
Tarntaler Bergen (Quarzite, Serizitquarzitschiefer, Enzen- 
berg 1967), in den Radstädter Tauern (Tollmann 1959), im 
Julier-Bemina-Gebiet (Cornelius 1935) sowie im Mittelpen- 
ninikum (Wustkogelserie z. B. Frisch 1968) nachzuweisen. 
Ebenso ist Buntsandstein in den genannten Einheiten vertre- 
ten. 

Die Gesamtmächtigkeit der Trias ist im Unterostalpin und 
Mittelpenninikum geringer als im Oberostalpin (vgl. Prey 
1976). In der Sulzfluhdecke ähnlich wie unter dem Hochste- 
genkalk ist Trias kaum entwickelt oder fehlt völhg (W. Ott 
1969, Frisch 1968). Wenn überhaupt, dann ist Trias im Pen- 
ninikum nur sporadisch durch Dolomite vertreten (Thiele 
1970). 

Dagegen ist die Trias im Unterostalpin zwar lückenhaft 
und geringmächtig aber doch stets vorhanden (Trümpy 1975). 
Hauptdolomit erreicht m Graubünden 400 m, in den Tarnta- 
ler Bergen 200 m Mächtigkeit (Enzenberg 1967). 



z 






Abb. 6 



Zetlskala nach 
KULP 1960 
ERNSI&KREUZER 197E 



ALB 



APT 



BARREME 



HAUTERIVE 



VALANGIN 
BERRIAS 



MALM 



DOGGER 



LIAS 



-OBERTRIAS 



MITIELTRIAS 



UNTERTRIAS 



ZECHSTEI^ 



ROTUEGENOES 



Hypothetischer geologischer Aufbau des Liefergebietes 
klastischer Sedimente der Losensteiner Schichten (U.-Alb-Vracon) 

(basierend auf Geröllanalysen der Konglomerate und Mineralbestand der Sandsteine) 



UBERGANGSFAZIEb LANGSUHWEB 

KURZSCHWEBFAZIES FAZIES 

I TIEFSCHWELLENBEREICH i 




(23) Kolkorenite 



^Quarzpsammite 



® 

@ 

® 

(15) 



)KristQllinfuhrende Biosparite, -mikrite 
mit Orbitolinen, Milioliden etc 

) Biosparite mit Dosyclodoceen 
(Urgonkalke) 

)Korallenbiolithite 

Ophiolithe (DiabQse iwS, Serpentinit) 
Biomikrite, Biopelsp (g)Aptyctiensch 
m Clypeino jurossico (Calpionellenkalk) 
(Typus Sulzfluhk /PiQssenkalk) 

Saccocomokalke 

Filomentkolke, ^^d^a u * 

Radiolorienkalke 05 R°diolorite 
m Protoglobigennen 

@ Echinodermen- Biosporite 

(j2)Spiculite, Kieselkolke 

/rj> Fleckenmergel 
(io)KQlkbreccien ^Allgouschichten) 



(J) Hauptdolomil , Obertriaskolke 

(?) Wettersteinkolk u -dolomit 

@ gelbe Dolomite 

@ Buntsandstein (rote 'Permoskyth' - 
Quorzpsammite) 



Postvariszische 
@) Transgressions-, 
bildungen 



Sandsteine 
CQuorzite', Arkosen) 
'Tonsteine 
' Konglomerate 



@ basische Vulkonite (Diabase) 



saure bis intermed 
Q Vulkonite u 
Pyroklostika 



(^ Epimetomorptie 
Serie ^ 



© 'Altkristollin' 



' Ouarzporptiyre 

Felsitfelse 

Quarz keratoptiyre 

Ignimbrite 

Tuftite 
Arkosen 
Grauwocken 
Quarzite.Metokonglm 
Lydite, ■? Marmore 

■Phyllite, Glimmersctiieter 
Chloritschieter, (Gneis) 



(T) (')variszische Granite 



RG1979 



163 



RossNER (1976) wies in den nördlichen Radstädter Tauern 
Wettersteinkalk in Riffazies nach, in einer Fazies also, die 
auch in den Gerollen der Losensteiner Schichten vorliegt. 

Im Err-Bemina-Gebiet liegt Mitteltrias geringmächtig in 
weißen Wettersteindolomiten vor (Cornelius 1935). 

Gelbe Dolomite, wie sie charakteristisch in den Gerollen 
auftreten, sind nach Cornelius (1935) im Anis und im Karn 
der Platta-Decke, der Carungas-, Err- und Bemina-Decke 
entwickelt. Herrn Prof. Trompy verdanke ich den Hinweis, 
daß gelblich-ockerfarbene feinkristalline Dolomite mit 
schwarzen Dendriten typisch im Unterostalpin Graubündens 
auftreten. 

Das Rät des Unterostalpin ist mit Lumachellekalken, The- 
cosmilienkalken usw. ähnlich dem Oberostalpin entwickelt 
(vgl. Trompy 1975, Rossner 1976). 



4.4 JURA UND UNTERKREIDE 

Im tieferen Jura des Unterostalpin (Graubünden) wurden 
Echinodermenschuttkalke und Kieselkalke (Spiculite) gebil- 
det. Während des Dogger kam es zu den für das Unterostalpin 
auch weiter im E so typischen Breccienbildungen (z. B. Salu- 
ver-Formation, Finger 1975). Allerdings sind die Gerolle ju- 
rassischer Breccien in Losensteiner Konglomeraten, soweit 
ich das bisher beurteilen konnte, frei von kristallinen Kom- 
ponenten. Der Malm des Unterostalpin ist, wie schon der 
Dogger, in Tiefwasserfazies entwickelt. Über Radiolariten 
folgende Aptychenkalke reichen vermutlich bis in die Unter- 
kreide (Finger 1975, Trompy 1975). AusderCarungas-Decke 
bei Oberhalbstein (Val d'Err) hat neuerdings O. Vobor- 
NY/Zürich (frdl. mdl. Mitt.) Dogger bzw. Malm im Tief- 
schwellenfazies mit Saccocomakalken nachgewiesen. Auch 
hier sind wieder Analogien zum Komponentenbestand fest- 
zustellen. 

Kieselige Jurakalke (Kieselschiefer, kieselige Tonschiefer) 
werden von Enzenberg (1967) aus dem Tarntaler Unterostal- 
pin beschrieben. 

Mehr Schwierigkeiten bringt die Zuordnung der biogenen 
Malm- und Unterkreide-Flachwasserkalke, die in den Kon- 



glomeratgeröllen nachgewiesen werden konnten. Im Bajuva- 
rikum zwischen Isar und Iller sind Kalke dieser Fazies nicht 
vertreten. 

Malmkalke vergleichbarer Fazies sind N' des Oberostalpin 
bisher lediglich aus den vermutlich unterostalpinen (oder mit- 
telpenninischen) Sulzfluh-Falknis-Einheiten (W. Ott 1969, 
Grüner 1981) beschrieben worden. Das Auftreten von 
Urgo-Apt bzw. Tristelschichten in der unterostalpinen Err- 
Bernina-Gruppe scheint nicht sichergestellt zu sein (Trompy 
1975). 

Ein symmetrisches Gegenstück zu den Malm-Flachwas- 
serkarbonatplattformen im Süden des Oberostalpin (Plassen- 
kalk usw.) auch im Norden in unterostalpiner (? auch mittel- 
ostalpiner) Position ist nicht grundsätzlich auszuschließen. 

Rekurrenzen der Malm- und Unterkreide-Flachwasser- 
karbpnatfazies waren selbstverständlich überall dort gegeben, 
wo die bathymetrischen und paläogeographischen Verhält- 
nisse dies erlaubten. 

Unterkretazische Flachwasserkarbonate (Urgonfazies) mit 
Chromspinell-Beimengung werden von ZupaniC & BabiC 
(1981) aus NW-Kroatien beschrieben. Hagn (1982) fand neu- 
erdings allodapische Kalke in Urgonfazies (Barreme) mit 
Chromspinell in der Thierseemuide (SE-Teil der Lechtaldek- 
ke). 

Als Ausgangsgesteine des Chromspinell und des Serpenti- 
nit-Detritus müssen größere Komplexe ultrabasischer Mag- 
matite angesehen werden. Dabei muß offenbleiben, ob es sich 
tatsächlich um Abkömmlinge mesozoischer ozeanischer Kru- 
ste, die im Zuge mittelkretazischer Subduktion lokal ins Ero- 
sionsniveau geriet, oder um ältere Bestandteile des Grundge- 
birges handelt. 

Als Liefergebiete für ultrabasischen Detritus in den Losen- 
steiner Schichten kommen jedenfalls sowohl das ophiolithrei- 
che Südpenninikum als auch das Unterostalpin in Frage. 
Während in der Schweiz die Grenze Penninikum/Ostalpin 
mit dem Fehlen oder Auftreten von Ophiolithen gezogen 
wird (vgl. Dietrich 1970, Trompy 1975), tritt in den Ostalpen 
auch im Unterostalpin noch Serpentinit in bedeutendem 
Ausmaße auf (z. B. Reckner-Serpentinit Enzenberg 1967; 
Ophiolithe der Matreier Zone, Frisch 1976, Tollmann 1977). 



5. SCHLUSSFOLGERUNGEN ZUR PALÄOGEOGRAPHIE 



Tollmann (z. B. 1965a) lokalisiert das Liefergebiet allothi- 
gener GeröUe, v. a. aufgrund von Analogieschlüssen auf Ver- 
hältnisse in den Karpaten (vgl. Birkenmajer 1960), am Nord- 
rand des Mittelpenninikum (,,Ultrapienidischer Rücken"). 
Die paläogeographische Lage des Liefergebietes hat schwer- 
wiegende Bedeutung für die zeitliche Fixierung orogener 
Hauptbewegungen in den Ostalpen. Wenn Tollmann das 
Liefergebiet in das nördliche Mittelpenninikum verlegt, dann 
bedeutet dies zwangsläufig, daß das Südpenninikum der Tau- 
ernschieferhülle bereits vor dem Mittel- oder Unteralb unter 
die Austroalpin-Adriatische Platte unterschoben worden sein 
muß, so daß Sedimenttransport aus dem Brianconnais direkt 
bis in das nördliche Oberostalpin hinein möglich wurde (vgl. 
Tollmann 1976a, Zacher 1966, Oberhauser 1964). 



Wird das Liefergebiet dagegen in südlicherer Lage ange- 
ordnet, etwa zwischen Penninikum und Ostalpin im Sinne 
des ,,Rumunischen Rückens" von Kockel (1923), dann muß 
der Südpenninische Ozean nicht vor der Oberkreide ge- 
schlossen worden sein. 

Zu diesem Schluß kommen z. B. Oberhaoser (1968, 1978) 
oder Moller (1973), die einen Tauernzuschub nicht vor dem 
Eozän, bzw. nicht vor Oberturon annehmen (vgl. Clar 
1965). 

Aus dem Chromspinellgehalt kretazischer Sedimente bis 
zum Untercampan auf noch nicht abgeschlossenen Tauernzu- 
schub schließen zu wollen, wäre wohl ungerechtfertigt, denn 
für den Umschlag könnten auch andere Gründe verantwort- 



164 




OBEROSTALPIN 



Abb. 7. Paläogeographisches Schema des Grenzbereichs Ostalpin/Pennmikum im Mittel- und Westteil 

der Ostalpen für den Zeitraum Alb-Untercenoman. Nach Gaupp 1980, paläogeographische Gliederung in 

Anlehnung an TrüMPV 1975, Faupl 1978. 

1 = Sedimentzulieferung der Losensteiner Schichten (Alb, bis Vraconien) 

Unteren Branderfleckschichten (ah Vraconien, Untercenoman) 



Sedimentzulieferung der 



lieh sein (z. B. Subsidenz entsprechender Liefergebiete). Ko- 
inzidiert dieser Umschiagzeitpunkt aber z. B. mit Metamor- 
phoseereignissen im Penninikum (Kreuzer et al. 1980), dann 
kommt ihm doch größere Bedeutung zu. 

So geht Tollmann (1977) inzwischen auch von einem Ab- 
schluß der Südpennin-Subduktion erst im Campan aus, for- 
dert aber dennoch die Herkunft der Quarzporphyrgeröll- 
schüttung vom ,,Ultrapienidischen Rücken", wobei für die 
allothigeneführenden Sedimente der Mittelkreide ein Trans- 
port ,,über das bereits trockenliegende, tektonisch noch nicht 
verdeckte Reststück des Pennins in die Kalkalpenstirn gegen 
Süden" zu denken wäre (1977). Wenn man jedoch davon aus- 
geht, daß die Subduktion des Piemontais erst im Alb/Ceno- 
man begann (Tollmann 1977), dann kann unmöglich im 
Oberalb Abtragungsmaterial des Mittelpenninikum durch 
den Südpenninischen Trog bis auf die ostalpine ,, Oberplatte" 
gelangen. 

Man kommt ohne diese Hilfsannahme zu einer einfacheren 
Erklärung, wenn man das Liefergebiet allothigener Kompo- 
nenten in internerer Lage annimmt, was aufgrund des 
Komponentenbestandes naheliegend ist. Trotz der zweifellos 
vorhandenen Ähnlichkeit allothigener Komponenten in der 
Oberkreide der Pieniden (Birkenmajer 1960, vgl. auch MiSik 
et al. 1981) mit den Gerollen der Losensteiner Schichten, 
scheint es mir zutreffender, statt eines nirgendwo nachweis- 
baren hypothetischen ,, Rückens" in mittelpenninischer Lage 
besser ein unterostalpines Liefergebiet (i. w. S.) an- 
zunehmen, dessen erforderlicher Gesteinsbestand in den vor- 
handenen Relikten dieser Einheit zu finden ist. 

Diesem unterostalpinen Liefergebiet entstammen allothi- 
gene Gerolle ähnlicher Spektren im Alb (Losensteiner Schich- 



ten), und vermutlich auch im Turon (Obere Branderfleck- 
schichten und Flachwasser-Gosau) der Nördlichen Kalkal- 
pen. Die Schüttung ,, exotischer" Komponenten (einschÜeß- 
lich ophiolithischem Detritus) mag in der Oberkreide nach 
Überwindung des Ostteils der mittelpenninischen Plattform 
durch Subsidenz abgebrochen worden sein, was zur Umkeh- 
rung des Paläogefälles und zum Einsetzen der Flyschgosau- 
Sedimentation geführt haben kann (vgl. Faupl 1978). 

Im Unterostalpin Graubündens dauert die Sedimentation 
bis in die tiefere Oberkreide fort mit pelagischen Mergeln 
(couches rouges), die von einigen 100 m Flysch überlagert 
werden (Trümpy 1975). Aus dem Raum der Err-Bernina- 
Decken kann die Schüttung allothigener Komponenten nicht 
herzuleiten sein. Sieht man in diesem Zusammenhang, daß 
Schubfetzen in der Arosa-Zone, die zweifelsfreie Losenstei- 
ner Schichten mit typischen Konglomeraten führen, nach SW 
über das Große Walsertal hinaus nicht mehr auftreten und 
daß in der eigentlichen Arosa-Zone Graubündens derartige 
Konglomerate nicht vorhanden sind, dann läßt sich ein Aus- 
klingen dieser Konglomeratschüttungen nach W denken (vgl. 
Abb. 7). Ein unterostalpines Liefergebiet, das sich in Malm- 
und Unterkreide lokal durch Flachwassersedimentation aus- 
zeichnete, ging möglicherweise nach W in tiefermarine Berei- 
che mit Aptychenkalksedimentation über. Im E früher ein- 
setzende tektonische Bewegungen führten im Alb zur Emer- 
sion und stellenweisen Abtragung bis aufs Grundgebirge. 

Über die hier aufgezeigten Ähnlichkeiten im geologischen 
Aufbau des Liefergebietes allothigener Gerolle der Mittel- 
kreide mit dem Gesteinsbestand des Unterostalpins, kann 
und soll eine präcenomane Überwältigung des Südpennini- 
kums nicht widerlegt werden. Es wird aber deutlich, daß sich 



165 



aus dem Geröllbestand der Alb-Konglomerate kein zwingen- 
der Beleg für einen Anschluß des Ostalpin an das Mittelpen- 
ninikum während des Alb ableiten läßt. 

Viel wahrscheinlicher wird dagegen ein Liefergebiet in 
Form einer Festlandzone am Nordrand der ostalpinen Groß- 
einheit, die möglicherweise durch basale Anschoppung in- 
folge der Subduktionstätigkeit über Erosionsniveau gehoben 
wurde und die sowohl aus kristallinem Grundgebirge mit 
permo-mesozoischer Sedimentauflage des Unterostalpin als 
auch aus (?) obduziertem ozeanischem Krustenmaterial be- 
stand. 

Faupl (1978), der für den gesamten südpenninischen Be- 



reich der Ostalpen einen Abschluß der Subduktion nach dem 
Cenoman annimmt, kommt zu einer entsprechenden Lage 
und Definition des Liefergebietes, das er in Anlehnung an 
KocKEL (1923) ,,Rumunischer Rücken" nennt. 

Bei der zu beobachtenden erstaunlichen Ähnlichkeit in der 
Ausbildung der klastischen Losensteiner Schichten und ihrer 
Äquivalente, von Vorarlberg im Westen bis in die Karpaten 
im Osten, wird man mit der Vorstellung eines schmalen 
,, Rückens" nicht auskommen. 

Die Ergebnisse stützen damit auch die paläogeographi- 
schen Vorstellungen von Müller (1973), Oberhauser (1973), 
Frisch (1976), Dietrich (1976) und Dietrich & Franz (1976). 



6. ZUSAMMENFASSUNG 



1 . Für eine nördliche Herkunft des Detritus der Losensteiner 
Schichten konnten weitere sedimentologische Hinweise 
gefunden werden. 

2. Nicht nur die GeröUe magmatischer und metamorpher 
Gesteine in den Konglomeraten sind als ,, exotisch" (orts- 
fremd, nicht der Umgebung des Ablagerungsraumes ent- 
stammend) anzusehen, sondern auch ein erheblicher Teil 
der Sedimentgesteinskomponenten. 

3. Keinem der untersuchten Gerolle kommt ein eindeutiger 
paläogeographischer Leitwert zu. Aus der Gesamtheit des 
Geröllspektrums der Losensteiner Schichten läßt sich je- 



doch ein Liefergebiet rekonstruieren, dessen Gesteinsbe- 
stand zwanglos mit dem der unterostalpinen Einheiten der 
Ostalpen und des West-Ostalpen-Grenzbereiches ver- 
gleichbar ist. 

DANK 

Den Herren W. FRISCH, H. Hagn, E. Ott und W. Zacher danke 
ich herzlich für Anregungen, Diskussionen, für Hilfe bei Bestim- 
mungsarbeiten und dafür, daß, Sie mir Literatur und Vergleichsmate- 
rial zur Verfügung stellten. 



7. LITERATURVERZEICHNIS 



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168 



TAFEL I 

Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten 

Fig. 1. Biopel-Lumpsparit mit zahlreichen Anschnitten der Wirtel von Clypeina jurassica Favre 
(Malm-Flach wasserkalk). 
Schliff H5641 
Arosa-Zone, Blasenka Westhang, 1930 m NN, Großes WalsertaL 

Fig. 2. Protopeneropln itriaui Weynschenk in Intrabiopelsparit mit Tiibiphytes sp. und Bryozoenre- 
sten. Weiterhin im Schliff Baanella irregulam RaDOICIC, Mollusken-, Korallen- und Echino- 
dermenschutt, Kalkschwämme und Mihohden (Malm-Flachwasserkalk). 
Schliff H549 10 
Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. 

Fig. 3. Biosparit mit AcroporelU nidoiaa PraTURLON, Coptocampylodon fontii Patrulius, Aaailaria 
sp., Milioliden, Gastropoden- und Echinodermenfragmenten, andernorts im Schliff auch Salpin- 
goporella sp. 

(Unterkreide-Flach wasserkalk, ,,Urgonfazies"). 
Schliff H63729 
Cenoman-Randschuppe, Häusellochbach W Unterjoch, 1300 m NN. 

Fig. 4. Biosparit mit Codiaceenresten, crustosen Corallinaceen, Echinodermen- und Molluskenfragmen- 
ten und Orbitolinen. 

(Unterkreide-Flach wasserkalk, ,,Urgonfazies"). 
Schliff H54936 
Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. 

Fig. 5. Milioliden-Biopelmikrit der Unterkreide. Der Schliff (H54937) führt an anderer Stelle Palorhito- 
lina sp., Sabaitdia mmuta HOFK.ER und Rheophax sp. 
Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. 

Fig. 6. Milioliden-Biopelmikrit mit Sabaiidia mmuta HOFKER. 
(Unterkreide-Flach wasserkalk) 
Schliff H549 12 
Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. 



170 



TAFEL 2 

Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten 

Fig. 1. Intrabiosparit mit Orbitohnen, Molluskenschalenbruchstücken, Resten von Echinodermen und 
Codiaceen, Corallinaceen, Textularien, Miliohden sowie silizikJastischem Detritus (polykristalh- 
ner Quarz in Bildmitte). 
(Höhere Unterkreide) 

Schhff H6387 

Cenoman-Randschuppe, Weißenbach W Unterjoch, 1150 m NN. 

Fig. 2. Oosparitischer Kalk mit Quarz (a), Serpentinit/Chlorit (b) und Chromspinell (c). Die Ooidrinden 
sind verkieselt, ein Teil der silikatischen Partikel wird durch Karbonat verdrängt. 
(Höhere Unterkreide) 

Schliff H63745 

Cenoman-Randschuppe, Häuselloch- Alm W Unterjoch, 1300 m NN. 

Fig. 3. Intraoosparlt mit Quarz (a), Chlorit-Serpentinit-Aggregaten (b) und Chromspinell (c). Die kanti- 
gen siliziklastischen Panikel sind Kerne von Ooiden oder Bestandteile von Lumps. 
(Höhere Unterkreide) 
Schliff H4747 
AUgäudecke, E Schrecksee, 1860 m NN. 

Fig. 4. Geröll eines orbitolinenführenden Kalkarenits, das vor der Umlagerung in die Konglomerate der 
Losensteiner Schichten von Organismen angebohrt wurde. Das entstandene Bohrloch ist mit sili- 
zikJastischem Detritus (gut gerundete Quarzkörner und Basaltgeröllchen) gefüllt. 
(Höhere Unterkreide) 
Schliff H521 7 
Cenoman-Randschuppe, Riesenbach/Vilstal W Pfronten, 1245 m NN. 



173 



Zitteliana 



10 



173-181 



München, I.Juli 1983 



ISSN 0373 - 9627 



Senonian to Paleogene palaeogeographic and tectonic 

development of the Myjavskä Pahorkatina Upland 

(West Carpathians, Czechoslovakia) 



By 
JOSEPH SALAJ & AUGUSTIN BEGAN*) 

With 5 figures in the text 



ABSTRACT 



The Sediments studied formerly designated as Gosau Sedi- 
ments are found on the southern side of the KHppen Belt at its 
western border. The Senonian Sediments are designated as the 
Brezovä group and the Paleogene Sediments as the Myjava 
group. Wedistinguishhere: the Bradlo (southern), StaräTurä 
(transitional), Surovin (northem) and Rasov developments. 
The first two, on the contrary to other developments, have 
the basal Coniacian - Campanian conglomerate lithofacies re- 
sting transgressively on the hörst System of the Brezovske 
hory and Cachticke hory mountains Mesozoic. The last two 
developments about which we conclude that there was no in- 
terruption in Sedimentation (in the Middle Cretaceous), are 
conformable with the substratum formed by the Triassic to 
Lower Cretaceous. 



This Mesozoic, on the basis of pebble analysis of Albian 
conglomerates, on the contrary to the opinion of MiSik and 
Sykora (1981), we consider as a remnant of the preserved 
hörst of the Klape Sedimentation zone, emerged and prevai- 
lingly eroded away to its crystailine substratum in the Albian 
to Turonian. 

Before the preserved part of the mentioned hörst was floo- 
ded by the Senonian sea, freshwater schizophyte limestones 
(HanACek 1956) and brackish coal seams (Dropa, verbal 
communication) deposited on it. Later, during the Laramide 
phase of folding it was squeezed out diapirically from the sub- 
stratum, on the contrary to the opinions of other authors, 
who consider its Mesozoic as a Gemeride nappe thrust the 
south during the Subhercynian folding. 



KURZFASSUNG 



Am westlichen Ende der Westkarpaten auf der Südseite der 
Klippen-Zone treten Oberkreide- Ablagerungen auf, die man 
früher als Gosau bezeichnete. Sie werden als Brezova-Gruppe 
zusammengefaßt, ihre palaeogene Fortsetzung als Myjava 
Gruppe. 

Es lassen sich vier unterschiedliche Einheiten unterschei- 
den: Bradlo im Süden, Starä Turä als Übergangsfazies, Suro- 
vin weiter nördlich und die Rasov-Einheit im Norden. In den 
Bradlo- und Starä Turä-Einheiten setzte die Sedimentation im 
Gegensatz zu den übrigen Abfolgen erst in der Oberkreide 
ein. Basale Konglomerate des Coniac bis Campan transgre- 
dieren über turone Süßwasser-Algenkalke und brackische 
Kohle-Flöze, die ihrerseits dem horstartig herausgehobenen 
Mesozoikum der Brezovske hory und Cachticke hory Berge 



auflagen. In den beiden nördlichen Abfolgen liegt dagegen 
unserer Meinung nach eine seit der Trias kontinuierliche Se- 
dimentation vor, die sich ohne mittelkretazische Unterbre- 
chung bis in die Oberkreide fortsetzt. Aufgrund von Ge- 
röll-Analysen der Alb-Konglomerate sehen wir im Gegensatz 
zu MiSiK & Sykora (1981) im Mesozoikum der beiden ersten 
Einheiten einen Rest der Sedimentation in der Klape-Zone, 
die in der Zeit vom Alb bis in das Turon stärker herausgeho- 
ben, und im Osten bis auf die kristalline Unterlage erodiert 
wurde, und nicht Reste der Gemer-Decke. Während der la- 
ramischen Faltungsphase wurde die mesozoische Abfolge 
von ihrer Unterlage diapirisch abgequetscht, und nicht als 
Gemer-Decke bereits während der subherzynen Phase nach 
Süden abgeschert. 



*) J. Salaj and A. Began, Dionyz Stür Institute of Geology, 
Mlynskä doiina 1, 81704 Bratislava, Czechoslovakia. 



174 



INTRODUCTION 



At the southwestern termination of the West Carpathians 
in Slovakia, between the mountains of Little Carpathians in 
the south - Unit of the Central Carpathians - and the Klippen 
Belt in the north, Upper Cretaceous and Paleogene Sediments 



are lying, which for their position and lithofacial similarity 
were considered as equivalent of the Gosau development in 
the Alps (Stur 1860, Andrusov 1959, Salaj 1960). 



LITHOFACIAL AND STRATIGRAPHIC CHARACTERIZATION 



It has been proved by detailed studies (Salaj & Began 1963) 
that there are lithofacial and stratigraphical differences, which 
permitted to distinguish these Sediments of the Myjavskä pa- 
horkatina Upland as a partieular development. 

On the basis of lithofacial and stratigraphical differences as 
well as of palaeogeographical interpretations we divided the 
Upper Cretaceous and Paleogene Sediments into 4 develop- 
ments; from south to north they are: 1. Bradlo development 
(southern), 2. Starä Turä development (transitional), 3. Suro- 
vin development (northern), 4. Rasov development (nor- 
thernmost). 

1. The Bradlo development is characteristic in basal 
Sediments transgreding on the hörst System of the Brezovske 
Karpaty and Cachticke Karpaty mountains Mesozoic 
(Fig. 1). Before transgression, however, on this hörst, which 
was part of the Klape ridge, freshwater schizophyte limesto- 
nes (HanACek 1956) and brackish coal seams deposited (Dro- 
PA, verbal communication). On the contrary to present Inter- 
pretation we do no consider the underlying Mesozoic as part 
of the Gemeride nappe but we suppose that it was partially 
diapirically squeezed out from the substratum of the Klape 
Sedimentation area to the surface in the time of the pre - Seno- 
nian folding. 

The Senonian transgression begins with the Valchov con- 
glomerates (Samuel, Salaj & Began 1980), which are ac- 
companied by carbonate sandstones and clastic limestones. 
With advancing transgression the age of this formation is Co- 
niacian to Campanian. The Upper Coniacian is represented 
by the Stvernik marls. The overlying formation of Hurbanova 
dolina is of flysch character and Santonian age. The Lower 
Campanian, variegated, predominantly red marls, make up 
the Kosariskä formation; the Middle and Upper Campanian 
represents the Podbradlo formation - flysch with prevalance 
of marls and layers of microconglomerates. The Upper 
Campanian to Lower Maastrichtian are formed by organo- 
detrital and organogenic limestone, socalled orbitoids lime- 
stones of Siroke bradlo; the facies of blue marls with inoce- 
rams - Mosnäcov marls - is Lower Maastrichtian; the Podli- 
povec flysch is represented by Upper Maastrichtian marls, 
marlstones, sandstones and fine-grained conglomerates. The 
stratigraphical hiatus between the Cretaceous and Paleogene, 



characteristic of this development, corresponds to the Danian 
and Montian. Upper Paleocene to Lower Eocene is the Kra- 
variky formation, which is of transgressive character and re- 
presented by conglomerates, sandstones and reef blocks. It is 
resting conformably on its underlier. The development is 
terminated with the Priepastne formation - Upper Paleocene 
to Lower Eocene - flysch alternation of calcareous sandsto- 
nes, claystones and variegated marls. 

2. The StaraTura development is represented at sur- 
face only by the youngest-Lubina formation, formed by de- 
trital and organic limestones, conglomerates, sandstones and 
marlstones of stratigraphical ränge Middle Paleocene to Lo- 
wer Eocene. This formation was encountered by a deep bore- 
hole (LU-1) (LeSko et al. 1978). In its underlier the Middle 
Cretaceous was drilled, which we suppose to be part of the 
Klape ridge and so also of the substratum of Upper Cretace- 
ous and Paleogene Sediments of the Myjavskä pahorkatina 
Upland. 

3. The development of Surovin is, similarly as the 
Starä Turä development, incomplete and at surface we know 
the youngest Sediments only. 

The Polianka formation of Upper Campanian to Danian 
age is formed by marls and marlstones with layers of calcare- 
ous sandstones. It is overlain by algal-coral limestones alloda- 
pic in its lower part, conglomerates and marls of Middle - Pa- 
leocene to Lower Eocene age, designated as Dedkov vrch 
formation. The Middle and Upper Eocene is represented by 
sandstones, shales and red claystones of the Jablonka forma- 
tion. This development is terminated with shales of menilite 
type, belonging to the uppermost Eocene. 

4. The Rasov development. As a marginal type of Se- 
dimentation at the northern margin of the Klape Sedimenta- 
tion Zone we distinguished the Rasov development, which 
occurs at the tectonic contact with the Klippen Belt and was 
considered as part of the "kuppen mantle" (Andrusov 1959). 
It is a formation of sandstones, conglomerates, marls and or- 
ganogenic limestones of Santonian - Campanian age. 

For comparison we mention the bed sequence of the Gosau 
Cretaceous and Paleogene as we compared it near Gosau in 
the Lastern Alps. 



175 



COMPARISON OF THE GOSAU DEVELOPMENT OF THE NORTHERN 

CALCAREOUS ALPS AND OF THE BREZOVÄ GROUP 

IN THE WEST CARPATHIANS 



In the last time we had the possibiliry to see some type loca- 
lities of the Gosau of the Northern Calcareous Alps near Go- 
sau (Tollmann 1976; Plöchinger, in Oberhauser et al. 
1980), accompanied by geologists studying this problem 
mainly from a stratigraphical Standpoint (Kollmann and 
Summesberger). 

The bed sequence of this Upper Cretaceous in Gosau is as 
follows: 

1 . Basal Lower Coniacian conglomerates - Kreuzgraben- 
schichten of variable thickness, maximum 200 m. The mate- 
rial is local. This member is coincident with basal transgres- 
sive lithofacies of the Brezova group. 

2. The Streiteckschichten beds are represented by sandy li- 
mestones, calcareous sandstones with corals, bivalves and 
gastropod Aaaeonella laevis, with layers of conglomerates of 
similar type as the basal conglomerates. The whole sequence 
is 100-150 m thick. It is interpreted as Coniacian in age (Plö- 
chinger in Oberhauser et al. 1980). We compare this forma- 
tion with higher Coniacian sandy limestones with Actaeo- 
nella gigantea and recrystallized echinoids. 

3. The Grabenbachschichten beds belong to the Upper Co- 
niacian also at the locality Gosau, as mentioned by Plöchin- 
ger (in Oberhauser et al. 1980). They are slightly sandy dark 
marls, 150-250 m thick. We compare them with the Upper 
Coniacian Stverm'k marls. On the basis of new knowledge 
(Kollmann & Summesberger, verbal communication) at least 
a part of these marls must belong to the Lower Santonian, as 
proved by finds of Inoceramus unduloplicatus and Texanites 
sp. 

4. The overlying Hochmoosschichten beds are already San- 
tonian. They build up a 300 m thick formation of solid marls 
with intercalations of sandy marlstones to marly sandstones 
with isolated layers (2-3) of conglomerates with exotic mate- 
rial and several layers of hippurite limestones, which are pre- 
dominating mainly in in uppermost layers of the formation. 
This formation is terminated with a distinct sandstone bank. 
Besides hippurites Actaeonella laevis, Parapuzosia conicus, 
Placentkeras sp. and Muniericeras sp. are found here. In the 
sense of Kollmann & Summesberger (verbal communication) 
this formation belongs to the Upper Santonian. 

Although there is some analogy with the Santonian flysch 
sequence of the Brezovske hory Mts., the differences are 
mainly: a) stratigraphically - the Brezovske hory Mts. flysch 
corresponds to the whole Santonian, in Gosau it represents 
the Middle to Upper Santonian only; b) the whole Santonian 
of the Brezovä group is of flysch character; hippurite limesto- 



nes with a fauna like in Gosau are missing at all. An analogy 
with the Brezovä group Santonian is the presence of exotic 
conglomerates and thin, 2 mm-1 cm thick layers of coal. 

5. Randoschichten beds - Lower Campanian marls with 
Globotruncana elevata. Although a different formation, we 
put it into relation with variegated marls of the Kosariskä 
formation. 

6. Ressenschichten beds - marls with layers of sandy marls, 
with sporadical layers of microconglomerates, thickness 
200-300 m. The formation contains Inoceramus mülleri; 
from the microbiostratigraphical viewpoint it is still the Glo- 
botruncana elevata Zone - Middle Campanian. 

7. Higher up there are the Glaselbachschichten - a fly- 
schoid formation with fine-grained conglomerates (thickness 
about 300 m). In the Myjavskä pahorkatina Upland we put 
both these formations into relation with the Middle Camp- 
anian flyschoid formation of the Podbradlo formation. 

8. Overlying are the Nierentaler Schichten beds of Upper 
Campanian to Lower Maastrichtian age, 400 m thick. This 
formation of variegated marls could be equivalent in age, but 
quite different in lithology, with the Upper Campanian to 
Lower Maastrichtian orbitoid limestones and Inoceramus 
marls. 

9. The youngest Cretaceous - Paleogene formation is re- 
presented by the Upper Maastrichtian - Eocene Zwieselalm- 
schichten beds, which are transgressive. In the lower part 
there are exotic conglomerates (30-50 m) of Maastrichtian 
age. This formation can be partly correlated with the flysch 
sequence of the Podlipovec formation with orbitoid conglo- 
merate limestones and exotic conglomerates in the lower part. 
The Paleogene part of the Zwieselalmschichten beds, not stu- 
died nearer in the area of Gosau, is represented by a flysch se- 
quence with layers of conglomerates with variegated marls in 
the Upper Paleocene and foraminifer-rich marls with layers of 
sandstones in the Eocene. Interesting is the presence of 
pebbles of reef algal-coral limestones probably of Upper Pa- 
leocene to Lower Eocene age. In our opinion, however, the 
Zwieselalmschichten beds can mainly be correlated with the 
Kravariky formation and Priepastne formation. 

It is evident that in the Myjavskä pahorkatina Upland Cre- 
taceous and Paleogene Sediments are largely different from 
those of the Gosau development of the Northern Calcareous 
Alps. In the Gosau of the West Carpathians only Sediments 
with marls and hippurite limestones (besides conglomerates) 
should be included. They are residual Sediments preserved in 
the Southern parts of the West Carpathians only. 



176 



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177 



PALAEOTECTONIC DEVELOPMENT OF THE AREA 



In the substratum of the Upper Cretaceous and Paleogene 
Sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland the Mesozoic 
of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians and the 
Mesozoic of the White Carpathians occur (Fig. 1). The Me- 
sozoic of the former two areas has so far been interpreted as 
part of a higher Subtatric nappes. The Mesozoic of the Cach- 
tice Carpathians is represented by the Nedzov nappe ( Andru- 
sov 1936), while the Mesozoic of the Brezovä Carpathians 
and White Carpathians is formed by the Jablonica nappe 
(Mahel' et al. 1962). 

On the basis of analysis of pebbles (MiSiK, Mock Sc Sykora 
1977; MiSiK & Sykora 1981; Salaj & Began in Salaj 1982) we 



conclude that the Mesozoic of both mountains represents the 
preserved remnant of the Ultrapieninic ridge, which we con- 
sider as part of the Klape ridge (Fig. 2). 

Toward the east this ridge was eroded and supphed material 
for Cretaceous interformational conglomerates of the Upoh- 
lava type, which form various stratigraphical horizons in the 
Klape Group from the Albian to the Maastrichtian. They 
point to a vertical intensity of the tectonic processes, hnked 
with an extensive hörst System of this ridge in its eastern part. 
In the area of the Myjavskä pahorkatina Upland these proces- 
ses terminated in the Cenomanian before the Coniacian 
freshwater Turonian coal seams (Dropa, verbal communica- 



Fig. 1. Geological profiles I and II. 

1 = Neogene - Eggenburgian (= Burdigalian); basal conglomerates, sandstones and shales; 

2 = Eocene; Zlin beds of the Magura Paleogene; 

3 = Middle to Upper Eocene; flysch, at the base with variegated claystones (Surovin development); 

4 = Middle to Upper Paleocene; allodapic limestones with Discocyclina seunesi; 

5 = Upper Paleocene to Lower Eocene; reef-algal-coral limestones, withlayersof marls with Discocyclina 

seunesi; 

6 = Lower to Middle Eocene; flysch sequence with olistoliths of reef limestones (Surovin development); 

7 = Upper Paleocene to Lower Eocene; polymict conglomerates with exotic material, sandstones sandy 

shales with olistoliths of reef and orbitoid limestones (Bradio and Starä Tura developments); 

8 = Upper Campanian to Danian; greyish-green marls (Surovin development); 

9 = Upper Maastrichtian; fine- to medium-grained carbonate conglomerates, sandstones, marls with 

Abathomphalus mayaroensis; 

10 = Lower Maastrichtian; marls with inocerams; 

11 = Campanian to Maastrichtian; conglomerates, organogenic hippurite and orbitoid limestones, sand- 

stones and marls; 

12 = Upper Campanian to Lower Maastrichtian; orbitoid limestones, fine-grained conglomerates (sou- 

thern development); 

13 = Upper Campanian; flyschoid sequence - marlstones, marls and calcareous sandstones; 

14 = Lower Campanian; variegated marls with Globotruncana arca; 

15 = Santonian; flyschoid sequence - sandstones, marls; 

16 = Coniacian to Santonian; flysch sequence -sandstones, marls; 

17 = Upper Coniacian; grey marls; 

18 = Middle to Upper Coniacian; sandy limestones and fine-grained conglomerates; 

19 = Coniacian, Santonian, Campanian; basal conglomerates; 

20 = ? Turonian to Lower Coniacian; schizophyte brackish to Continental limestones; 

21 = Albian, in places Cenomanian to Turonian; marls, sandstones and conglomerates; 

22 = Barremian to Lower Cenomanian; greyish-green spotted marls; 

23 = Tithonian to Aptian; grey spotted limestones, in the Upper Aptian dark organociastic limestones; 

24 = Tithonian to Hauterivian; grey spotted cherty and calpionel hmestones; 

25 = Upper Malm; grey and pinkish massive muddy limestones with cherts; 

26 = Oxfordian to Kimmeridgian; red nodular, cheny to radiolarite limestones, in places the Kimmerid- 

gian - Tithonian in reef development (Plassen limestone) or in facies of marly hmestones will allodapic 
limestones (Barmstein limestone) with Clypeina jurassica (Favre) and with Pseudocyclammma lituus 
(Yokoyama); 

27 = Callovian to Kimmeridgian; radiolarites and nodular limestones; 

28 = Liassic; Gresten beds, spotted marly limestones with cherts and layers of grey crinoidal cherty lime- 

stones; 

29 = Liassic to Lower Dogger; sandy limestones, rarely spotted marls, redish Adneth, grey and red crino- 

idal limestones; 

30 = Rhaetian; Dachstein and lumachelle limestones with Triasina hantkeni; 

31 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasina hantkeni; 

32 = Norian; variegated clayey shales, intercalations of dolomites and quartzites - Carpathian Keuper; 

33 = Carnian to Norian; Hauptdolomit; 

34 = Carnian; Opponitz limestones; 

35 = Julian; Lunz beds with Duostomina alta; 

36 = Ladinian to Cordevolian; dolomites; 

37 = Ladinian; Wetterstein limestones with Diplopora annulata; 

38 = Upper Anisian (Illyrian) to Ladinian; Reifling limestones; 

39 = Illyrian; Schreyeralm limestones with Pilammina densa PanTIC; 

40 = Pelsonian to Illyrian; Steinalm limestones with Meandrospira dinarica Kochansky-Devid£ & Pan- 

TlC; 

41 = Anisian; Gutenstein limestones with Meandrospira insolita (Ho). 



178 



lONt 




KLAPE PLATFORM 



MANIN SEDIMENTATION 
ZONE 

STRAZOV 

SEDIMENTATION 

ZONE 



E RODET PART OF THE 
KLAPE RIDGE 



Fig. 2. Sedimentation zones of NW Slovakei (West Carpathians) 



tion) and schizophytic freshwater limestones (HanACek 1956) 
were deposited. To the west in direction to the Northern Cal- 
careous Alps we put the Mesozoic of the Cachtice Carpa- 
thians, Brezovä Carpathians and White Carpathians in con- 
nection with the ötscher (= Cachtice Carpathians) and Lunz 
facies of the Northern Calcareous Alps. These considerations 
are based on the results of Oberhauser et al. (1980), Toll^ 
MANN (1972, 1976) and Wesselv (1974). In both regions, the 
Western Carpathians and Northern Calcareous Alps, both 
these tectonic units have an equal bed sequence and their lin- 
king is mainly stressed by the presence of the Dachstein Lime- 
stones as well as locally of the facies of Kimmeridgian - Ti- 
thonian allodapic limestones = Barmsteinkalke of the Cach- 
tice Carpathians with Clypeinajuraisica (Favre) and Pseudo- 
cyclammnhi lituus (Yoküyama). These limestones with the 
mentioned microorganisms have been found at several locali- 
ties (Mi5jK & Svkora 1982). In the last time the reef facies 
(= Plassen limestones with the same fossils) was found in the 
Brezovä Carpathians (Mei.lo in Began et al. 1982). The exi- 
stence of these organo-detrital limestones in Cachtice Carpa- 
thians was pointed out first by KullmanovA (1964). 

As already mentioned the Klape ridge (= Ultrapieninic 
ridge - Mahel 1980) was essentially eroded to the east and 
northeast. The study of bed sequences of the individual series 
as well as the analysis of the pebbles of Albian conglomerates 
of the Klape Croups in this area permit us to divide the Klape 
Sedimentation area as follows: north of the Klape ridge we 
place Sediments of the Drietoma development with the pre- 
sence of the Carpathian Keuper, Kössen beds, incomplete 
Gresten facies and spotted limestones and marls, crinoidal 
and cherty limestones, dark quartzy shales, radiolarites, no- 
dular and calpionel limestones, marly spotted cheny limesto- 
nes and Aptian- Albian dark marls (= Tannheimer Schichten 
of the Northern Calcareous Alps). Important is the presence 
of flysch with sandy limestones with orbitolines and conglo- 
merates with exotic materiäl (= Losensteiner Schichten). In 
the Northern Calcareous Alps the Frankenfels facies would 
correspond to the Drietoma development. 

Into this part of the Sedimentation area we place the Seno- 
nian Sediments (variegated marls, flysch with exotic materiäl, 
variegated clays and marls in the Paleocene and Eocene 
flysch). This facies association can be related with Sediments 



of the Gieshübel depression the Northern Calcareous Alps. 
We introduce for this development of the Senonian and Pa- 
leogene, according to the type locality Kvasov, the name Kva- 
sov development. 

In the area of the Myjavskä pahorkatina Upland this deve- 
lopment does not occur at surface. We suppose, however, 
that it remained underlying the older members of the Drie- 
toma development. 

South of the Klape ridge we place the Klape development 
sensu stricto (Jurassic and Lower Cretaceous near the Klape 
kLippe, Albian - Coniacian flysch with exotic conglomerates, 
spherosiderite beds, Upohlava conglomerates, Orlove beds). 

The Upper Cretaceous Sediments deposited south of the 
Klape ridge, wecompare in the area ofPovazskäBystrica with 
Sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland in spite of 
some differences. 

We place the Sedimentation area of the Strezenice, Manin 
and Kostelec developments south of the Sedimentation area of 
the Klape development (Fig. 2). 

The Kostelec development and Rohatä skala development 
(northern margin of the Sträzov Sedimentation area) are of the 
character of a Sedimentation on an elevated substratum (sea- 
mount chain), which is accompanied by stratigraphic hiati 
and Condensed Sedimentation in the Jurassic. 

For completeness of the stratigraphical concept is should be 
mentioned that the new Strazov Sedimentation area (Salaj 
1982) was defined, in which we suppose that the units thru- 
sted later from the south have been formed here. The mecha- 
nism of formation of the present-day tectonic structures (Sa- 
laj 1982) of this area is presented in Fig. 3. As a consequence 
of such an interpretation of the tectonic structure of the area 
the question of correlation of West Carpathian and Northern 
Calcareous Alpine units requires a new approach. 

For completing it is necessary to remark that Mahel' ( 1 980) 
defined the Sediments of the Klape development, exotic ridge 
and Upper Cretaceous Sediments of the Manin development 
as the Periklippen Zone, later Mahel' (1981) called them the 
Vähicum. Salaj (1982) assigned the uneroded pan of the 
Klape ridge, i. e. the Mesozoic of the Brezovä Carpathians 
and Cachtice Carpathians to the Vähicum too. 



179 

GEOLOGiCAL PROFILES THROUGH THE MESOZOIC OF THE STRÄZ0V5KE VRCHY Mts IN RELATION TO DEEP STRUCTURE lAfi^r j Soioj i98i) 

NW III PROFILE THROUGH THE BELA, ZUECHOV AND RQHATA SKALA (CHOC) GROUPS |:STRÄZOV SEDIMENTATION AREA | 

ICompiled by J Solaj & J Honäcet« ) 




Belo Sea-MounI Choin - 



IV PROFILE THROUGH THE ROHATA SKALA KOSTELEC AND MANIN GROUPS 
( Compiled by J Soloj ) 



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I „ Choc noppe " 




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Compiled on Ihe bos.s of orchivol geologicol maps 125 000 of Zl.echo. I H Hoher S J HonäJek 1971, J Honotek 19751 and Beluia IJ Soloj S M Rokus 19631 



Fig. 3. Geological profiles III and IV. 

1 = Eggenburgian; basal conglomerates, sandstones and shales; 

2 = Lower Eocene; basal conglomerates and conglomerate limestones with Alveolina oblonga; 

3 = Middle to Upper Paleocene; bauxites; 

4 = Upper Cenomanian; fine-rhytmical flyschoid sequence of the Praznov beds with Rotalipora cushma- 

ni; 

5 = Middle Cenomanian; coarse rhytmical flyschoid sequence of the Belusske Slatiny beds with Rotali- 

pora niontialvensis - sandstones, sandy shales and fine-grained exotic conglomerates; 

6 = Middle Albian to Lower Cenomanian; marls with planktonic foraminifers; 

7 = Upper Albian; flyschoid sequence - sandstones, marls and sandy marls; 

8 = Middle Albian; ultrabasic rocks; 

9 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, grey limestones, marls and glau- 

conite limestones; 

10 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, layers of grey Urgonian type li- 

mestones, glauconite limestones and marls; 

1 1 = Barremian to Lower Albian; organogenic and organo-detrital orbitoline and hippurite massive lime- 

stones (Urgonian facies); 

12 = Tithonian to Neocomian; grey banked calpionel limestones (in the Manin Group with layers of chert) 

and marls; 

13 = Upper Oxfordian to Kimmeridgian; light-grey, brownish and pinkish platy limestones; 

14 = Callovian to Lower Oxfordian; cherty limestones, nodular limestones, in the Zliechov Group radiola- 

rites; 

15 = Liassic to Lower Doggerian; spongolite limestones, sandy Ught-pinkish, redcrinoidal limestones, lo- 

cally in the Zliechov Group spotted limestones and marls; 

16 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasina hantkeni; 

17 = Upper Carnian to Norian; Hauptdolomit with layers of Keuper shales; 

18 = Norian; Carpathians Keuper rocks; 

19 = Carnian; dolomites; 

20 = Carnian; Opponitz limestones; 

21 = Julian; Lunz beds; 

22 = Ladinian to Lower Carnian; Wetterstein dolomites; 

23 = Ladinian; Wetterstein limestones with Teutloporella herculea; 

24 = Illyrian; reddish Schreyeralm crinoidal and grey dark cherty Reifling limestones with Pilammina den- 

sa; 

25 = Anisian; dark Gutenstein and Steinalm limestones with Meandrospira dmarica; 

26 = Scythian; a - shales, b - basal quartzites and conglomerates; 

27 = Pre-Mesozoic basement; Crystalline rocks. 



180 



CONCLUSIONS 



The main contribution of this study is a different Interpre- 
tation of the Sedimentation zones (Fig. 2.) of the tectonic 
Units of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians. 
We substantiate that these units are not derived from the Ge- 
mer area but are part of the Klape Zone. 

The presented palaeogeographical considerations require a 
consideration of the individual phases of folding with empha- 
sis of the Klape Zone. 

The first tectonic effects which can be analysed in this zone, 
were in the Triassic. In the Carnian a certain part of the Klape 
Zone was uplifted. In the Brezovä Carpathians and Cachtice 
Carpathians limestones were deposited in the southern part. 
On the other band in the sunken part of the block the facies of 
the Lunz beds dominated durins the Carnian. 

Smaller vertical movements were during the Jurassic, 
mainly in the Kimmeridgian and Tithonian. Distinct tectonic 
movements have been at the Aptian - Albian boundary, du- 
ring which the Klape ridge was uplifted. We suppose that 
these movements of vertical character persisted until the Tu- 
ronian. In the Coniacian subsidence of the ridge took place 



and Coniacian to Upper Eocene or Oligocene Sediments were 
deposited in the Myjavskä pahorkatina Upland. 

The Laramide phase was only partly e,xpressed in this zone, 
- a hiatus during the Danian and Montian in the Bradlo deve- 
lopment. 

During the Savian phase the Brezovä Carpathians and 
Cachtice Carpathians were folded. A part of them was uplif- 
ted in form of a hörst and eroded. 

The area under study has acquired its present-day character 
during the Bukovec phase (Salaj 1982) before the Upper Kar- 
patian when distinct imbrication and upthrusts have develo- 
ped. A part of the hörst was upthrust (Dobrä Voda upthrust) 
to the south on Upper Cretaceous and Eggenburgian Sedi- 
ments. During these processes also the northern part of Sedi- 
ments of the Myjavskä pahorkatina Upland - Surovin deve- 
lopment was overthrust on the southern part along a distinct 
tectonic line of east-western direction. This phase was also ef- 
fectively expressed in the Klippen Belt, where the Eggenbur- 
gian conglomerates and sandstones were folded in tectonic 
slices of the Klippen Belt (Fig. 4-5). 





Fig. 4. The Upper Eggenburgian calcareous sandstones (left - b) in 
tectonic contact with the Neocomian - Albian of the Kysuca Group 
succession. In the Albian is a further slice of the Upper Eggenburgian 
(a). Locality: Abandoned quarry in Majericky near Myjava. 



Fig. 5. Detail of tectonic contact of vertically upright Neocomian 
of the Kysuca Group succession with a higher member of the Eggen- 
burgian (calcareous sandstones). 



181 



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183 



Zitteliana 



10 



183-190 



München, I.Juli 1983 



ISSN 0373 - 9627 



Faunen des Senons im Bakony-Gebirge und ihre Beziehungen 
zu den Senon-Faunen der Ostalpen und anderer Gebiete 



Von 
LENKE CZABALAY-) 

Mit 3 Abbildungen 



KURZFASSUNG 



Von den verschiedenen Senonbildungen Ungarns wird hier 
der sog. Mittelgebirgs-Typus, der im Bakony-Gebirge und 
im Zala-Becken auftritt, zusammenfassend dargestelh. 

Ausführlich wird dabei auf die sedimentologische und fau- 



nistische Entwicklung eingegangen. Einen besonderen 
Schwerpunkt der Untersuchung bilden die Rudistenriffe. 

Die überregionalen paläogeographischen Beziehungen 
werden anhand der Rudisten diskutiert. 



ABSTRACT 



In Hungary the Senonian is represented by various facies, 
namely in the Bakony Mountains and the Zala Basin we meet 
the so-called intramontane type, in the Great Hungarian Piain 
the flysch, while in the Bükk Mountains a Gosau facies is de- 
veloped. 

The Intramontane type is represented by the Csehbänya- 
Ajka-Jäkö Marl Formation, the Ugod Limestone Formation 
and the Poläny Marl Formation. In the Bakony area a Triassic 
platform separates the tectonically preformed basin within 
two subbasins. The originally continental Sedimentation of 
the Magyarpoläny-Devecser Basin became fluviatile (Cseh- 
bänya Formation) and was replaced later on by the Cam- 
panian transgression. Simultaneously, the Sümeg-Ajka Basin 
was subsiding and covered by water. 

The first lacustrine and lagoon Sedimentation was foUowed 
by the deposition of lagoon-brackish water Sediments in the 
Upper portion of the Ajka Formation. These Sediments 
change rather unobserved into shallow marine, littoral ones 
(Jäkö Marl Formation, Csingervölgyi Member). 

At Sümeg, the transgression staned with the Lower Cam- 
panian. Reefs developed on the margins of the platform 
(Ugod Limestone Formation), while in the basin neritic, 
fine-grained marls were deposited (upper part of the Jäkö 
Marl Formation). The basin's subsidence persisted even du- 
ring the Upper Campanian, and in the deeper water started an 
epicontinenta! Sedimentation (lower part of the Poläny Marl 



*) L. CZABALAY, Ungarische Geologisclie Anstalt, Nepstadion ut 
14, Budapest 1142, Ungarn. 



Formation), while on the Triassic platform foUowed the de- 
position of shelf Sediments (Rendek Member). At a further 
stage of regression, the mentioned strata were partly eroded 
and accumulated at the foot of the platform (Poläny Marl 
Formation, Jäköhegy breccia). Thus, the last reefs in the Ba- 
kony Mountains are of Upper Campanian age. 

On the basis of the rieh mollusc fauna the Ajka and the 
Csehbänya Formations can be ranged in the Upper Santo- 
nian, while the Jäkö Marl and the Ugod Limestone Forma- 
tions are already of Campanian age. 

With respect to the Inoceramidae and the Ammonite spe- 
cies Parapachydiscus neubergicus (Schloth.), the Poläny 
Marl Formation can be placed into the Lower Maastrichtian. 
On the basis of the microfauna even Upper Maastrichtian 
could be determined. 

Beside the Hippurites, the great number of Radiolites spe- 
cies is striking, the most of which are identifiable with Pyre- 
nean species. This means a meridional influence, although ty- 
pical meridional elements, frequently occuring in South Italy, 
North Africa, and South America, are lacking here. In this 
way the Bakony area may represent a transition between me- 
ridional and nord fauna- provinces of the Mediterranean geo- 
syncline. 

Faunistically the following relations can be detected: to the 
SW across the Zala Basin, to Yugoslavia (Medvenitza Moun- 
tains), and further on to North Italy, South France, and 
North Spain (Pyrenees); to the west some relations can also be 
determined with the Gosau Formation in the Eastem Alps; to 
the east to Romania (Bihar Mountains), Yugoslavia (Monte- 
negro) and Greece (Vardar and Pelagonian belts). 



184 



I.ÜBERBLICK ÜBER DIE ENTWICKLUNG DER MITTELGEBIRGSFAZIES 

DES UNGARISCHEN SENONS 



In Ungarn sind Senonbildungen verschiedener Fazies be- 
kannt, so ist im Bakony-Gebirge und im Zala-Becken der sog. 
Mittelgebirgs-Typus, im Donau Theiss-Zwischenstromland 
Flysch und im Bükk-Gebirge Gosau vertreten. Diese Ab- 
handlung befaßt sich mit dem Mittelgebirgs-Typus. Abb. I. 

Im Transdanubischen Mittelgebirge lassen sich an Hand 
von Übertage-Aufschlüssen und Tiefbohrdaten die Senonbil- 
dungen in einem SE-NW gerichteten Sedimentationsbecken 
verfolgen. Im Zusammenhang mit den Bewegungen, die zu 
Beginn der Oberkreide stanfanden, entstanden im Westteil 
des Gebirges litho- und biofaziell mannigfaltige Ablagerun- 
gen. Der Mittelgebirgs-Typus wird von der Csehbänyaer, 
Ajkaer und Jäköer Mergel-Formation sowie der Ugoder 
Kalk-Formation und der Polänyer Mergel-Formation gebil- 
det. Das tektonisch angelegte Becken wurde durch ein 
Trias-Plateau in zwei Teile gegliedert. Im Becken von Ma- 
gyarpoläny - Devecser wurde die anfängliche kontinentale, 
später fluviatile Sedimentation im Campan von transgressiven 
Sedimenten abgelöst (Csehbänyaer Formation). Das Becken 
vonSümeg-Ajka wurde im Verlauf der weiteren Absenkung 
endgültig überschwemmt und es begann eine lakustrisch-pa- 
lustrische Sedimentation (unterer Abschnitt der Ajkaer For- 



mation). Mit der von SW ausgegangenen Transgression kam 
die Meeresverbindung zustande. Dieser Prozeß führte zur 
Bildung der marginalen lagunär-palustrischen Brackwasser- 
ablagerung am Beckenrand (oberer Abschnitt der Ajkaer 
Formation) und der seicht-littoralen Mergelsedimentation im 
Beckeninnern (Jäköer Mergel-Formation, Csingervölgyer 
Member). 

Im Sümeg führte die Transgression bereits im unteren 
Campan zu anderen Verhältnissen und zu riffartigen Bildun- 
gen. Im oberen Campan wurde der gesamte Raum überflutet. 
Die Verbreitung der Riffe ist dabei wegen der morphologi- 
schen Verhältnisse auf die schmalen Randbereiche des Plate- 
aus und die inneren Klippen beschränkt. In den Becken lager- 
ten sich gleichzeitig neritische, schluffige Mergel ab (Jäköer 
Mergel-Formation, oberer Abschnitt). 

Im oberen Campan sank das Becken weiter ab, in den tiefe- 
ren Bereichen entstanden offene, epikontinentale Beckenab- 
lagerungen (Polänyer Mergel-Formation, unterer Abschnitt). 

Im nördlichen Bakony-Gebirge endete das Rudisten- 
Wachstum im oberen Campan. Auf der Plattform lagerten 
sich offene Schelf-Sedimente ab (Rendeker Member). Zur 




1 Tieiborungen 

2 Oberfl. Aufschi. 
3Bergbau Aufschi 
4 U mgelagerles Senon 
SFlysch Senon 



Abb. 1. Verbreitung der Senonbildungen in Ungarn. 



185 



Zeit der späteren Regressionsphase wurden diese Ablagerun- 
gen teilweise abgetragen und am Fuße des steilen Küstenhan- 
ges angehäuft (Jäkohegyer Brekzien Member). 

Die letzten rudistenführenden Ablagerungen findet man im 
Bakony-Gebirge an der Grenze Obercampan/Untermaa- 



stricht. Das Gebirge wurde postkretazisch herausgehoben. 
Ein wesentlicher Teil der Polanyer Formation wurde dabei 
abgetragen . Erst im Miozän kam es erneut zu einer Transgres- 
sion. 



6 


Forma- 


Sümeg 


Csabrendek 


Devecser 


Magyarpoläny 


^o 


tionen 










o- 














1- 
I 


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Q- 




Inoceramen 


Inoceramen 


Inoceramen 


Inoceramen 










Orbitoiden 
















Agriopleuriden 


Pflanzen 


Pflanzen 


Pflanzen 










HIppuriten 
















Hippuriten 


Echiniden 


Echiniden 


Echiniden 










Ostreiden 














Ostreiden 


Algen 
Korallen 


Rudisten 












Gervilleen 














j^ 




Hippuriten 


Ostreiden 


Ostreiden 


Ostreiden 




0) 


tu 








Rudisten 




< 




o 




Hippuriten- 








0. 

2 


—5 


Ol 

D 


Ceratostreiden 


Radioliten 








< 








Lamellibranchiaten 


Ceratostreiden 


Ceratostreiden 


Ceratostreiden 


CJ 






Aptyxielliden 
Dentaliden 


Echiniden 

Ceratostreiden 
Nerineiden- 


Rudisten 
Ceratostreiden 








j_ 




Clavagelliden 


Trochactaeoniden 










O) 


5; ^' 












c 


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3 


Korallen— Gastropoden— Lamelli 


branchlaten 


Gastropoden— La 


mellibranchiaten 




u 


> 
















Py rgu 1 if eren— Ca rd iden 


Pyrguliferen— 
Hemisiniden 


Pyrguliferen 


Pyrguliferen— 
Cerithiden 


Pyrguliferen-Strophostomiden— 
















Pyrguliferen— 


Cyrenen— 




z 
o 

H 


0) 

03 




Hemisiniden 


Cardiden 


Corbiculiden 


Eulimiden 


Pyrguliferen- Melanien 


Trochactaeoniden 






> 

C 








Cerithiden— 


Pyrguliferen— 






2 


J2 


< 


Helixien— Ajkaien 


Pyrguliferen— 


Cardiden 


Hemisiden 


< 


0) 




Cyrenen 






CO 


















Pyrguliferen— Melanien 


Pyrguliferen- 
Hemisiniden 


























Helixien— 














Ajkaien 







Abb. 2. Die Biofazies des Senons im Bakony-Gebirge. 



186 



2. DIE ENTWICKLUNG DER BIOFAZIES IN DEN SENONISCHEN 

FORMATIONEN 



Für den unteren Abschnitt der Ajkaer Formation sind mio- 
haline bis oligohaüne, für den oberen Abschnitt meso-, plio- 
und brachyhaüne Faunengemeinschaften kennzeichnend. 
Die Assoziationen wechseln außerordentüch rasch und häu- 
fig. In der gleichaltrigen, aber faziell abweichenden Csehbä- 
nyaer Formation finden sich mehrere terrestrische Faunen- 
elemente und vor allem mio- und oligohaline Faunengemein- 
schaften. In der fluviatilen und brackischen Fazies treten ne- 
ben terrestrischen Faunen (Helix) auch Süßwasserformen 
wie kleinwüchsige, dünnschalige Vertreter von Ajkaia und 
Pyrgulifera auf. Charakteristisch für die limnische Fazies ist 
die großwüchsige, glattschalige Art Pyrgulifera glabra 
Hantken; in der brackischen Fazies dominieren Varietäten 
der stark ornamentierten, skulptierten Pyrgulifera inflata 
Yen und Pyrgulifera acinosa Zekeli. 

Mit zunehmendem Salzgehalt nehmen Vertreter von Ceri- 
thium und Cardium in der Fauna überhand. 

Die Ablagerungen der Ajkaer Formation gehen kontinuier- 
lich in die sublittoralen und teilweise noch brackischen Sedi- 
mente des Csingervölgyer Member der Jäköer Mergel-For- 
mation über. Im unteren Abschnitt spürt man noch die 
Schwankungen des Salzgehaltes, zunächst herrschen insbe- 
sonders Vertreter von Glauconia und Cerithium vor, dann 
übernehmen allmählich kleinwüchsige Muscheln die domi- 
nierende Rolle in der Fauna (Nucula, Corbula, Astatte). Fer- 
ner erscheinen kleinwüchsige Einzelkorallen, die die Stabili- 
sierung des Salzgehaltes bezeugen. 

Im oberen Abschnitt der Jäköer Mergel-Formation wan- 
derte parallel zur allmählichen Absenkung des Meeresbodens 
eine noch küstennahe, den schlammigen Meeresboden bevor- 
zugende Muschelfauna ein. Charakteristische Formen sind: 
Pseudamussiurn laevis (Nilsson), Ceratostreon matheronia- 
num (Orb.), Plicatula aspera Zittel. Die Ceratostreon- 
Pseudamussium Assoziation wird in den feinkörnigen kalki- 
gen Mergelablagerungen durch eine Pycnodonta und Lo- 
phu-Faum abgelöst. Darüber gehen die Mollusken stark zu- 



rück und in den kalkigen Mergelschichten treten reichlich 
Fischschuppen und Pflanzenbruchstücke auf. 

In Sümeg kann der obere Abschnitt der Jäköer Mergel- 
Formation makrofaunistisch in sechs Assoziationen geglie- 
dert werden (Clavagella-, Dentalium-, Ceratostreon-, Ger- 
villeia- und Oitrea- Assoziation). In der Beckenfazies (Ba- 
konyjäkö, Magyarpoläny) können diese Assoziationen nicht 
nachgewiesen werden (Abb. 2). 

Die riffartigen Bildungen der Ugoder Kalk-Formation von 
Sümeg sind auf ein tektonisch präformiertes Gebiet be- 
schränkt. Hier wechseln Kalksteinbänke, Mergel, Kalkmer- 
gel und Tonmergelab. Der fazielle Wechsel erfolgt sehr rasch, 
wobei folgende Assoziationen auftreten: Trochalctaeon-, 
Nerineen-, Actaeonellen- und muschelführende, Ceratostre- 
on-, Ostreen-, Hippuriten-, Radioliten-, Algen-, Korallen-, 
Echiniden-, Agripleureen-, Orbitoiden-Biofazies. 

Assoziationen des Back-Reefs sind durch Echiniden, Ac- 
taeonellen und Hippuriten-Radioliten ausgezeichnet charak- 
terisiert. Im Fore-Reef-Bereich treten Hippuriten, Korallen, 
Agriopleuren, Ostreen und Algen in den Vordergrund. 

Die Gesteine der Ugoder Kalk-Formation lassen sich nörd- 
lich von Sümeg in Richtung Gyepükajän weiter verfolgen, wo 
sie die Jäköer Mergel-Formation überlagern. In anderen Ge- 
bieten sind die Ausläufer der Fore-Reef-Bildungen mit den 
Beckenablagerungen (Csabrendek) verzahnt, oder die Ge- 
steine der beiden Formationen wechseln ab (Devecser). Der 
Übergang der Ugoder Kalk-Formation in die Fazies des Bek- 
keninnern ist im Rendeker Member vertreten. 

Die Polänyer Mergel-Formation ist im Bakony-Gebirge 
schon durch pelagische bis hemipelagische Schelfablagerun- 
gen vertreten. Der Höhepunkt der Transgression wird mit 
dem Auftreten von Inoceramen-Faunen erreicht. Die bisheri- 
gen Assoziationen mit Pflanzendetritus und Fischschuppen 
wird durch die Inoceramen-Assoziationen abgelöst, die sich 
ihrerseits in mehrere Abschnitte untergliedern läßt. 



3. CHRONOSTRATIGRAPHISCHE AUSWERTUNG DER FAUNA, 
FAUNISTISCHE BEZIEHUNGEN 



Die Molluskenfauna der Ajkaer Formation besteht 
z. T. aus endemischen Arten, z. T. aus den charakteristi- 
schen Formen obersantonischer-campanischer Süß- bis 
Brackwasserschichten: Pyrgulifera glabra Hantken, Pyrgu- 
lifera inflata Yen und Pyrgulifera acinosa Zekeli und ihre Va- 
rietäten. 

Kohlenführende Ablagerungen von ähnlicher Fazies und 
mit ähnlicher Fauna sind aus dem oberen Santon und Campan 
in Österreich (Neue Welt, Gosau), Süd-Frankreich, Portu- 
gal, Rumänien (Siebenbürgen: Bihar-Gebirge), Tschechos- 
lowakei (Bradlö) sowie aus dem Maastricht von Jugoslawien 
und Frankreich (Fluvel-Becken) bekannt. 

Im Bakony-Gebirge gehören die Csehbänyaer und die Aj- 
kaer Formation zum oberen Santon. In den oberen Assozia- 



tionen der Ajkaer Formation läßt sich schon die im unteren 
Campan beginnende Transgression erkennen. Dieses Fazies 
können wir daher schon zum Campan rechnen. Der Höhe- 
punkt der Transgression lag im oberen Campan und im Maa- 
stricht. 

Die Jäköer Mergel-Formation und die Ugoder Kalk-For- 
mation sind sicherlich schon zum Campan zu rechnen. 

Im Csingervölgyer Member der Jäköer Mergel-Formation 
dominieren die für das untere Campan charakteristischen 
Formen: Nucula concinna Sow., Corbula angustata Sow., 
Astarte similis Münster. Auch eine reiche Gastropoden- 
Fauna kommt hier vor: Glauconuj coquandiana kefersteini 
(Münster), Pirenella münsteri (Keferstein), Pirenella hoe- 
ninghausi (Keferstein). 



187 



Diese Arten sind in Österreich, Jugoslawien und Süd- 
Frankreich im Hangen der liohlenführenden senonischen 
Schichten häufig, in anderen Ländern (England, Indien) 
kommen sie in Mergelschichten ebenfalls im unteren Campan 
vor. 

Im oberen Abschnitt der Jäköer Mergel-Formation ist die 
geographische und chronostratigraphische Verbreitung der 
Arten Hauitator fittonianus (Sow.), Haustator rigidus 
(Sow.) und Pseudamussium laevis (Nilsson) viel größer als 
die oben genannten Arten. Diese Formen können außerhalb 
des mediterranen Geosynklinalraumes auch in den borealen 
Kreidegebieten angetroffen werden und sind für die Cam- 
pan-Stufe charakteristisch. Die Ausbreitung der Transgres- 
sion hatte eine Erweiterung der faunistischen Verbindungen 
zur Folge, worauf auch die im höheren Abschnitt auftreten- 
den Arten Ceratostreon matheronianum (Orb.) und Pycno- 
donta vesiculosa (Lam.) hinweisen. 

Im unteren Rudisten-Horizont der Ugoder Kalk-For- 
mation sind die folgenden großwüchsigen Gastropoden 
kennzeichnend: Trochactaeon giganteus subglobosus (Mt)N- 
ster), Tr. goldfussi (Orb.), Actaeonella caucasica sytriaca 
Kollmann, Nerinea (Symploptyxis) pailletteana (Orb.), 
N. (S.) buchi (Keferstein). 

Die Gastropoden-Fauna derTrochactaeon-Nerineen-Bio- 
fazies läßt sich mit den Faunen der Gosau-Basisschichten in 
Österreich, der Tschechoslowakei und Rumäniens (Sieben- 
bürgen) gut korellieren, die an der Grenze oberes Santon/un- 
teres Campan liegen. 

Im unteren Rudisten-Horizont sind die folgenden Rudi- 
sten- Arten häufig: Vaccinites carinthiacus (Redl.), V. oppeli 
santoniensis (Kcjhn), V. sulcatus (Defr.), Radiolites angeio- 
des P. DE Lap., R. albonensis Touc, Praeradiolites subtou- 
casi Touc, P. aristidis (Mun.-Chalm.), P. hoemnghausi 
(Des Moul.), Lapeirouseia zitteli Douv. 

Im oberen Rudisten-Horizont kommen die Arten Vaccini- 
tes atheniensis (Ktenas), V. braciensis (Sladic-Trifunovic), 
V. oppeli (Douv.), Hippurites heberti (Mun.-Chalm.), 
Praeradiolites maximus Astre, Lapeirouseia jouanneti 
Douv. häufig vor. 

Ein erheblicher Teil dieser Rudisten- Arten ist auch für die 
obere Gosau-Fazies Österreichs kennzeichnend; das betrifft 
vor allem die Vacciniten, in zweiter Reihe die Hippuriten und 
Radioliten. Der Großteil der Radioliten ist mit den Formen 
aus den Pyrenäen (Süd-Frankreich, Nord-Spanien) ver- 
wandt. In der Rudisten-Fauna trifft man viele Arten, die auch 
in Jugoslawien (Istrien, Medvenitza-Gebirge), Bulgarien, 
Rumänien (nördliches und südliches Bihar-Gebirge), der 
Slowakei (Kleine Karpaten), Griechenland (Vardar und Pela- 
gonische Zone), Iran, Indien und Nord-Afrika (Tunesien, 
Marokko, Algerien) vorkommen. 

Hinsichtlich der stratigraphischen Verbreitung der Arten 
können wir feststellen, daß die Rudisten-Fauna aus Arten be- 
steht, die im mediterranen Geosynklinalraum für die Rudi- 
sten-Horizonte des oberen Santons und des Campans charak- 
teristisch sind. In der Fauna sind die erst im Campan einset- 
zenden Arten in größerem Prozentsatz vertreten. Darunter 
gibt es viele Formen, die auch im unteren Maastricht vor- 
kommen können. Nach unserer Beurteilung dürfte das Alter 
der Rudisten-Horizonte der Ugoder Kalk-Formation im Ba- 



kony etwa der Campan-Stufe entsprechen. Fore- und Back- 
Reef-Bildungen können im gesamten Campan auftreten. 

Die anderen Muschelarten kommen ebenfalls in den oberen 
Gosau-Schichten von Österreich vor: Cucullaea austriaca 
ZiTTEL, C. crassitesta Zittel, Pema expansa Zittel, Lima 
pichleri Zittel. Manche Muschelarten sind geographisch 
auch außerhalb Europas (Kuba, Indien, Nord-Afrika) ver- 
breitet, wie z. B. Pterotrigonia limbata (Orb.), Cucullaea 
chiemiensis (Gombel). 

Die Inoceramus-Faum der Polänyer Mergel-Forma- 
tion besteht aus kosmopolitischen Arten, die sowohl in der 
mediterranen geosynklinalen Kreide-Provinz als auch in der 
borealen Kreide-Provinz anzutreffen sind. 

In Übertageaufschlüssen bei Magyarpoläny wurde eine 
zum Campan gehörende Inoceramus-Fauna mit /. decipiens 
Zittel, /. capitosus Rengarten und /. inconstans Zittel ge- 
funden. Aus Sümeg liegt ebenfalls vom unteren Abschnitt 
dieser Formation die bisher einzige gut bestimmte Ammoni- 
ten-Art, Parapachydiscus neubergicus (Schloth.) vor. Nach 
den Bohrdaten konnten im unteren Maastricht 3 Biofazies- 
Abschnitte auf Grund der Inoceramen-Faunen unterschieden 
werden: 

1 . Der Biofazies-Abschnitt mit Inoceramus balticus Boehm, 
der in den Übergangsschichten oberes Campan/unteres 
Maastricht häufig ist. 

2. Der darüber lagernde lithofaziell gleiche Biofazies-Ab- 
schnitt führt Inoceramus regularis (Orb.). 

3. Im oberen Biofazies- Abschnitt fehlen die beiden oben ge- 
nannten Arten und es erscheint Inoceramus planus Mün- 
ster, der nach unserer Meinung unteres Maastricht an- 
zeigt, zu dem auch die Biofazies mit /. regularis (Orb.) 
gehört. 

Die Inoceramen-Fauna ist viel arten- und individuenärmer 
als die Faunen der borealen Kreide. 

In der beigelegten Abbildung 3 sind die biochronostrati- 
graphischen (parachronostratigraphischen) Ergebnisse der 
palynologischen, mikropaläontologischen und malakologi- 
schen Untersuchungen zusammengefaßt. Bei den stratigra- 
phischen Ergebnissen wurde die Ammoniten-Art Parapa- 
chydiscus neubergicus (Schloth.) berücksichtigt, die für das 
untere Maastricht charakteristisch und von orthochronostra- 
tigraphischem Wert ist. 

Bei den malakologischen Untersuchimgen erwies sich die 
Rudisten-Fauna biostratigraphisch am wertvollsten. Die 
ganze Mollusken-Fauna eignete sich ausgezeichnet für öko- 
logische und biofazielle Auswertungen. Die aufgrund dieser 
Untersuchungen festgestellten Biofazies ließen sich auch in 
verschiedenen Gebieten außerhalb Ungarns gut erkennen, 
bzw. ihr Fehlen konnte gut erfaßt werden. 

Die obersantonisch-campanische Transgression begann in 
den verschiedenen Gebieten nicht gleichzeitig. Dementspre- 
chend fand die Riffentwicklung, in Abhängigkeit von den lo- 
kalen Verhältnissen, zu verschiedenen Zeiten statt. Die fauni- 
stische Ähnlichkeit der Riffkalke ist in vielen Fällen durch 
übereinstimmende Fazies bedingt und nicht immer auf eine 
faunistische Verbindung zurückzuführen. 

Im Westen Europas, in Frankreich, zogen sich mit dem Zu- 
standekommen der Verbindung zwischen den mediterranen 



188 



Lithostratigraphie 



p o 



Ost rat igraphie 



Malakologische Assozi- 
ationen 

noch 

L Czabolay 1982 



Polynostratigraphie 
noch 

FGoczon-ASiegliga^ 



PolynoloqischeZon 



Forominifero - 
stratigraphip 
nach M. Sido 1982 



Forominiferisc he Ion 



1 — r 



IJalkstein 



CO 



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X! 

3 

c I. planus 



u I regularis 



3) Paropachydiscus 

cj neubergicus 

o 

Q I. balticus _ 

o [oT^bitoides 



o l.decipiens 

Ostrelden 
Gervilleen 

Aptjxiellen 

Dentoliden 
Clovagelliden 



L jouonnet 
H laperousei 
A moroi 

V brociensls 

V opeii 

H colliciatus 
vatheniensB 



Nuculiden 
Corbuliden 
Pirenelliden 
'/ Glouconiden 



W Cerithiu 



Agriopleuro 



L.zittGli 

Pr.aristidis 

Prhoeninghou 

Prsubtoucosi 

V opeii — 
santoniensis 

V.carinthiQcus 



m- Cardium 



Pyrgulifgra infloto 
Goniobasis hynganca 
Pyrguhfero inflata 
Wemisinus Ijgnitarius 
Stophostoma cretaceo 
Cyreno CorbiculaAjkaio 
Pyrgulifera glabra 
Melanio 



Hei ix -Aj kam 



Polaeostomocystis 
bakonyensis 

Pseudopapillopollis 
proesubherzynicus 

H. 



Gl mayoroensis 
Gl contusa 



ffalkmergel 

z 



ZT. 



Gl conica 
Gl Stuart! 



Dolomit 

4 



Sond 



PseudopopillopoUts 
div. SP 



Semioculopollis 
minimus 



Longanullpoiiis 

baytayi 

Longanulipolfis 

lenneri F 



Suemegipollis 
triangularis 

kfrutzschipollis 
spatiosus 



ICrutzschipollis - 

Hungaropollis 

H. oculus - 

H.oculoglomerot 

H, tn'angulorls- 

■ Oculopollis 
— -PJ 



Brecolpites 
giobosus- 

-Oculopoliis 

zaklinskoiae. 



Trilobosporites 

£l 

Oculopollis 

Compiexiopollis A 



Gicaicarata 
Gl.colciformis 
Gl elevoto 
Gl. arca 



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ÜE 



Sondslein 



Ton 



Mergel 



8 



Tonmergel 



^_^ 



Bunts Ton 
mit Schoter 






Authigene 
Kolkstftnbreki 

Brounkohie 



Ton Ige Kokk 



13[ 

Polypolincs 
Meervosser 



'^2 

Meiohalmes 
Meerwoaser 



15 



Olygohalines 
Meerkwass 



PolLjhalines 
&rocl<was 



Miohalines 
BrockNcOE 



-SEE 



Süsswass 

Hg 



o o o 

O o 



Polyhalines 
MeerwQSS 



Abb 3. Parachronostratigraphische Gliederung des Senons in West-Ungarn. 



189 



und borealen Gebieten im oberen Santon die Rudisten nach 
Süden zurück. In der Provence fand die letzte Riffbildung im 
Santon, in den östlichen Pyrenäen im Campan (Corbieres, 
Ariege), in den Westlichen Pyrenäen im Maastricht statt. Die 
in Westeuropa allmählich südwärts migrierenden Rudisten 
rückten zur gleichen Zeit von Dalmatien in nördliche Rich- 
tung (Österreich, Ungarn, Slowakei) vor. 

Im Süden, in Jugoslawien, bildeten sich Riffe vom Ceno- 
man bis zum Maastricht. Die Rudisten-Faunen des Medve- 
nitza-Gebirges, Istriens und Montenegros stimmen in vielen 
Hinsichten mit den Faunen des Bakony überein. Das Alter 
von diesen dürfte etwa dem oberen Santon-Campan entspre- 
chen, aber in unserer Fauna herrschen die Campan-Arten 
vor. 

In Österreich und Rumänien umfaßt die Riffbildungpe- 
riode ebenfalls mehrere stratigraphische Stufen. In Griechen- 
land (Vardar und Pelagonische Zone) beschränkt sich die 
Riffbildung auf das Campan. Das gilt auch für das nordöstlich 
vom Bakony gelegene Bükk-Gebirge sowie für die Slowakei 
(Kleine Karpaten). 

Bei den Rudisten-Faunen fällt die große Arten- und Indivi- 
duenzahl der Radioliten auf. Wie schon oben erwähnt, stim- 
men diese Arten, von wenigen Ausnahmen abgesehen, mit je- 
nen der Pyrenäen überein. Dies weist auf südlichen Einfluß 
hin, obwohl die in Nordafrika, Minelamerika (Kuba, Jamai- 
ca), Süditalien und in manchen Gebieten Jugoslawiens vor- 
kommenden sog. charakteristisch südlichen Rudisten-Ele- 
mente in unserer Fauna fehlen. 



Die faunistischen Verbindungen können nach SW durch 
das Zala-Becken und das Medvenitza-Gebirge weiter in Rich- 
tung WSW bis Nord-Italien und die Pyrenäen (Süd-Frank- 
reich, Nord-Spanien) verfolgt werden. Gleichzeitig läßt sich 
eine enge faunistische Verbindung m westlicher Richtung ge- 
gen die östalpen feststellen. Die faunistischen Unterschiede 
sind auf die Sedimentationsverhältnisse zurückzuführen. In 
Österreich sind die Gosau-Bildungen mehrmals durch Kon- 
glomeratschichten unterbrochen, während im Bakony eher 
Ablagerungen von caudiobiohermen Charakter auftreten und 
die Kalke oft durch Mergelschichten unterbrochen sind. In 
den Gosau-Sedimenten Österreichs (detritische Küstenabla- 
gerungen) waren die ökologischen Bedingungen für die Ra- 
dioliten nicht geeignet. 

Im Osten können wir die faunistischen Verbindungen der 
uns interessierenden Ablagerungen nach Rumänien (Bihar- 
Gebirge), im SW nach Jugoslawien (Montenegro) und 
Griechenland (Vardar und Pelagonische Zone) verfolgen. 

Die Faunenmigration ging von Süd-Frankreich aus und er- 
folgte in südwestlicher und südöstlicher Richtung. Die Fau- 
nen des Bakony nehmen eine Übergangsstellung zwischen 
den Faunen der nördlichen und der südlichen Faunenprovinz 
des mediterranen Geosynklinalraumes ein. Wir nehmen an, 
daß diese Gebiete miteinander in Verbindung standen und in 
beiden erwähnten Provinzen ähnliche paläoklimatologische 
Verhältnisse vorherrschten wie im Bakony-Gebirge. 



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191 



Zitteliana 


10 


191-194 


München, 1. Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Die Entwicklung der Kreideschichten Sloweniens 

(NW Jugoslawien) 



Von 
MARIO PLENICAR & UROS PREMRU=' 

Mit 2 Abbildungen 



KURZFASSUNG 



In der Kreide Sloweniens sind vier Hauptentwicklungen 
festzustellen. Im Südwesten sind es die Unter- und Oberkrei- 
desedimente einer Karbonatplattform, in Mittelslowenien pe- 
lagisch-turbiditische Sedimente der Unterkreide und Flysch- 



sedimente der Oberkreide und im Nordwesten Gosausedi- 
mente des oberen Senon. Die einzelnen Entwicklungen wer- 
den erläutert; die charakteristischen Florenelemente (Algen 
und Nannoplankton) sowie der Fauneninhalt kurz erwähnt. 



ABSTRACT 



In the Cretaceous of Slovenia four main developments of 
tectofacies can be separated. In the Southwest the Lower and 
Upper Cretaceous is represented by Sediments of a carbonatic 
platform. In Middle Slovenia pelagic and turbiditic Sediments 
dominante in the Lower Cretaceous; in the Upper Cretaceous 
only a "Flysch" sequence is developed. In the Northwest of 
Slovenia shallow-water Sediments, the so called "Gosau" is 
characterizing the Upper Senonian. The different evolutions 
of these tectofazies are explained. The floral elements (algae 
and calcareous nannoplancton) as well as typical faunal ele- 
ments are mentioned. 

Die Kreideschichten sind in Slowenien in zwei Faziestypen 
entwickelt: der neritischen und pelagischen Fazies. Die neriti- 
sche Fazies haben wir in der Entwicklung der Tektofazies der 
Karbonatplattform. Die pelagischen Faziestypen bestehen 
aus folgenden Tektofazien: pelagischer Graben; heterogener 
Flysch (Abfolge von Flyschsedimenten sowie Ablagerungen 
eines tieferen Meeres); die Flysch- und Gosau-Tektofazies. 

In Slowenien haben wir in der Kreide eine Tektofazies der 
Karbonatplattform in den Dinariden, eine pelagische Fazies 
aber in den Südalpen, in der Grenzzone zwischen den Südal- 
pen und den Dinariden, in den Austroalpiden sowie eine pe- 
lagische Entwicklung in den Dinariden, als die Zerstörung der 
Karbonatplattform begann (Abb. 1). 

Auf der dinarischen Karbonatplattform wurden in der Un- 
terkreide und im überwiegenden Teil der Oberkreide Plat- 



*) M. PleniCar, Fakulteta za naravoslovje in tehn. Katedra za geo- 
log. inpaleontol., Askerceva 12, YU -61000 Ljubljana, Jugoslawi- 
en; U. Premru, Geoloski zavod Ljubliana, Linhartova 9, YU- 
61000 Ljubljana, Jugoslawien. 



tenkalke mit Zwischenschichten eines körnigen Dolomits, 
Kalkbrekzien und Kalkschiefer mit Hornstein-Zwischenlage 
abgelagert (Abb. 2). In der unteren Kreide konnten auf der 
Karbonatplattform die Kalkalgen gedeihen; die folgenden 
Arten sollen erwähnt werden: Salpingoporella annulata Ca- 
Rozzi, S. appenninica Sartoni et Crescenti, S. dinarica Ra- 
DOiCiC, Solenopora jurassica Nichelson und andere, weiter 
Tintinnidae, Foraminiferen der Gattungen OrbitoUna, Cu- 
neolina, Nezzazata u. a. Die Nerineen kommen, besonders 
im Randbereich der Plattform, häufig vor. Die Riffe wurden 
von Korallen, Hydrozoen sowie den requienidischen und ca- 
prinidischen Muscheln aufgebaut. Diese Flora und Fauna 
konnte vor allem auf den Barriere-Riffen und einzelnen 
Kleinriffen (patch-reefs) gedeihen. Die Requienien waren 
auch in Hinterriff-Bereichen verbreitet, wo sie bei niedrigem 
Energie-Index kleinere Biolithe bildeten, welche im karbona- 
tischen Schlamm eingegraben wurden. 

In der Oberkreide hatten sich im Cenoman die Radiolitiden 
und Capriniden, im Senon aber die Radiolitiden und Hippu- 
ritiden verbreitet, für sie war die damalige höhere Meeres- 
temperatur günstig, welche von PolSak (1975) mit Messun- 
gen der absoluten Paläotemperatur des Meeres nachgewiesen 
wurde. Im Cenoman und Senon war am bedeutendsten das 
Barriere-Riff in dem Gebiet von Banjska planota-HruSica 
(Nanos) - Sneznik, welches im Randbereich der Karbonat- 
plattform entstand. Auf der Karbonatplattform hinter dem 
Barriere-Riff bildeten sich in Nord-Istrien und im Notranjs- 
ka-Gebiet noch kleinere Riffe (patch-reefs). 

Unter den cenomanischen Capriniden können folgende 
Arten erwähnt werden: Caprina carinata Boehm, C. schio- 
sensis Boehm, Sphaerucaprina forojuliensis Boehm, Mitroca- 



192 




Abb. 1. Gebiete mit Kreideschichten in Slowenien und die tektonischen Haupteinheiten; 
1 = Austroalpiden, 2 = Südalpen, 3 = Grenzzone zwischen den Südalpen und Dinariden, 4 = Dinanden, 5 
= Pannonisches Becken, 6 = Plioquartäre Senkungsbecken, 7 a = variscische und 7b = alpidische magmati- 
sche Gesteine, 8 = Kreideschichten, 9 = normale Grenzen und Brüche, 10 = Überschiebung, 1 1 = seitliche 
Fazies-Übergänge. 



prina plavensis Parona, Orthoptychus striatus Futterer, 
Neocaprina gigantea PleniCar, TV. nanosi PleniCar, Capri- 
nula distefanoi Boehm, C. masuni PleniCar. Von den Radio- 
liten sind die Arten Radiolites douvillei Toucas und Sphaeru- 
litei foliaceus Lamarck häufig. In den Cenoman-Schichten 
kommt auch die ostreidische Muschel Chondrodonta joannae 
Choffat häufig vor, welche umfangreiche Lumachellen an 
Rändern von Flachbereichen der Riffe (reef flat) auftauten. 
Die cenomanischen Foraminiferen und Algen sind bis zum 
gewissen Maß noch den unterkretazischen Formen ähnlich. 

Die Mollusken-Fauna des Turons ist spärlicher und die 
Muscheln haben dünnere Schalen. Als Ursache dafür wird 
eine niedrigere Temperatur angenommen. Unter den Fora- 
miniferen wurden auch auf der Karbonatplattform Arten der 
Gattungen Globotruncana und Praeglobotruncana gefun- 
den. Unter den Radioliten sind die Gattungen Apricardia, Bi- 
radiolites, DistefanelLx, Durania, Eoradiolites, Radiolites 
sowie Hippuriten-Kleinformen häufig. 

Im Senon kam es zu einer üppigen Entwicklung von Rudi- 
sten. Besonders zahlreich ist diese Fauna im Santon und 
Campan sowie im Maastricht. Im Santon und Campan wur- 
den die Barriere-Riffe am Rand der Karbonatplattform von 
Hippuriten aufgebaut. Zahlreich sind Vertreter der folgenden 
Arten: Hippuntes (Orb.) nabresinensis Futterer, H. (Vacc.) 



sulcatus Defrance, H. (Vacc.) vredenburgi Kühn, H. 
(Vacc.) cornuvaccinum Bronn var. gaudryi (Munier-Chal- 
MAs) Kühn, H. (Vacc.) oppeli DouvillE, H. (Vacc.) athe- 
niensis Ktenas. Im Maastricht wurden die Arten H. (Vacc.) 
braciensis SladiC-TrifunoviC und Pseudopolyconites laska- 
revi MiLOVANOviC et SladiC, P. ovalis MilovanoviC sowie 
Sabinien gefunden. An Rändern der Riff-Flachbereiche 
kommen an mehreren Stellen Lumachellen von Exogyren 
vor. Nahe an den Riffen wurden auch Horizonte mit der Fo- 
raminifere Keramosphaerina tergestina (Stäche) gefunden. 
Die Biolithe von oberkretazischen Rudisten wurden vor allen 
als Biostrome und nur teils auch als Bioherme gebildet. 

Am Ende der Kreide folgte eine Emersion der Karbonat- 
plattform, mit der kennzeichnenden Fauna des oberen Maa- 
strichts. 

Im nordöstlichen Teil der Dinariden ist die pelagische Fa- 
zies der Oberkreide in Schichten von Kalkbrekzien, rötlichen 
Mergeln, rötlichen Mergelkalken, mit Zwischenlagen von 
Hornsteinen und Komponenten eines grauen Kalkes ent- 
wickelt. In diesen Schichten sind pelagische Foraminiferen 
der Gzttun^ Globotruncana enthalten: Globotruncana calca- 
rata Cushman, G. arca (Gushman), G. stuarti (de Lappa- 
RENt), G. lapparenti tricarinata (Quereau) sowie die leiten- 
den Nannoplanktonformen Tetralithus murus Martini, 



193 



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194 



Arkhangelskiella cymbiformis Vekshina, Eiffelithus turris- 
eiffeli (Deflandre), Reinhardt, Bromsonia parca (Strad- 
ner), Cretarhabdulns crenulatus Bramlette et Martini und 
andere (PavSiC, 1977). Diese Schichten, bekannt als ,,Podsa- 
botin-Schichten", erstrecken sich entlang des Nordostrandes 
der Karbonatplattform und sind nach Pav5iC ein Vorgänger 
der Flysch-Sedimentation (Randbereiche der Flysch-Bek- 
ken). Das Meer war nach PavSiC so tief, daß günstige Bedin- 
gungen für planktonische Flora und Fauna entstand. Die 
Verbindung mit dem offenen Meer war gut (Pav§iC, 1977, 
S. 57). 

Weiter gegen Nordosten erfolgte die Entwicklung der un- 
teren Kreide in einer heterogenen Flysch-Sedimentation, in 
welcher abwechselnd Ablagerungen eines tieferen Meeres 
und Flyschsedimente zu beobachten sind: Tonschiefer, Aleu- 
rolith, Kalkarenit, Sandstein, Kalk, Einlagerungen von 
Hornstein und Kalkbrekzien. In diesen Schichten wurden 
zahlreiche Arten der Nannoflora festgestellt, worunter 
Hayasites albiensis Menivit und die Foraminiferen Deharina 
hahounerensis Fourcade, Orbitolina conoidea discoidea 
Gras, Parorbitulina lenticularis (Blumenbach) von Bedeu- 
tung sind, welche schon auf den Übergang zum Cenoman 
hinweisen (PavSiC, 1979). 

In der Grenzzone zwischen den Südalpen und den Dinari- 
den haben wir Flyschsedimentation vom Cenoman bis zum 
Senon, mit Orbitulinen und Globotruncanen. 

In den Südalpen begann die Sedimentation meistens mit 
den Berrias-Schichten. Die Tektofazies ist überwiegend ein 
heterogener Flysch, vertreten durch Schichten von Tonschie- 
fern, Sandsteinen, Mergeln, Mergelkalken, Radiolariten und 
Zwischenlagen eines radiolarienführenden Kalksteins. In 
dem Mergel wurde eine Nannoflora festgestellt (Buser et Pav- 
SiC, 1980; PleniCar, 1979). 

In der oberen Kreide entstand die Flysch-Tektofazies, ver- 
treten durch Schichten mit überwiegend karbonatischer 
Komponente: Kalkstein, Mergelkalk, Kalkstein mit Horn- 
stein und Kalkbrekzie. In dem Mergel sind Globotruncanen, 
Orbitolinen und eine Nannoflora wie in der Flyschentwick- 
lung der Dinariden enthalten. 

In der Grenzzone und in den Südalpen schließen wir auf 
den Bestand ehemaliger karbonatischer Zwischenplattfor- 



men, worauf die Kalk-Fragmente mit unterkretazischer Mi- 
krofauna hinweisen, aus denen die oberkretazischen Kalk- 
brekzien zusammengesetzt sind. 

In den Austroalpiden wird die Gosau-Entwicklung des 
Campan und Maastricht beobachtet. In dieser Entwicklung 
treten Wechsellagen von Rudistenkalken, Mergeln, Mergel- 
kalken, Tonlagen, Kalksandsteine und Kalkbrekzien auf. Im 
oberen Teil der Schichtenfolge kommt ein kalkiger Schiefer 
mit Kohlenlagen vor. Die Transgression der Gosau-Schichten 
war in dem Gebiet vom Norden gegen Süden fortgeschritten, 
so daß die Sedimentation in Pohorje im Santon-Maastricht, in 
den Nord-Karawanken aber erst im Maastricht begann. 

Zwischen den klastischen Gosau-Schichten des Gebietes 
Pohorje-Kozjak bestehen vereinzelte Riffe (patch-reefs) mit 
Fiippuriten: Hippurites (Orb.) colliciatus (Woodward), H. 
(Vacc.) inaequicostatus Münster, H. (Vacc.) tauriscorum 
KuEHN und Radiolites styriacus Zittel. In den klastischen 
Schichten sind die Foraminiferen Acordiella conica Farinac- 
ci, Cuneolina pavonia parva Henson, Dyciclina schlumber- 
geri Munier-Chalmas, Globotruncanen und Nannoflora 
enthalten. 

In den nördlichen Karawanken sind Hippuriten-Riffe aus- 
gebildet, mit folgenden Arten: Hippurites (Vacc.) ultimus 
MilovanoviC, H. {Vacc.) braciensis SladiC-TrifunoviC, H. 
(Vacc.) latus var. maior Toucas, H. (Vacc.) archiaci Mu- 
nier-Chalmas, H. (Orb.) radiosus Des Moulin. Hinter und 
teils auf den Hippuriten-Riffen konnten Korallen gedeihen, 
mit folgenden Gattungen: Aulosmilia, Dasmiopsis, Rennen- 
sismilia, Conicosmilotrochus, Stephanosmilia, Acrosmtlia und 
Cunnolttes (TurnSek, 1978). 

Die Kreide-Schichten in Slowenien sind teils auf einer Kar- 
bonatplattform und zum Teil in Trögen und Becken auf Kon- 
tinentalkruste der Adriatischen Tafel entstanden. Diese Tafel 
wurde im Känozoikum noch stark tektonisch beansprucht. 
Wegen der Bruch- und Deckentektonik sind die Kreide- 
schichten in eine sekundäre Lage gekommen. Sie wurden 
mehrfach von starker Erosion ergriffen und sind deshalb - be- 
sonders in den Südalpen und den Austroalpiden - nur noch in 
kleineren Flächen erhalten. 



SCHRIFTENVERZEICHNIS 



Buser, S. et PavSiC, J. (1980): Spodnjekredne plasti v srednji Sloveni- 
ji. - Simpozijum iz regionalne geologije i paleontologije. - 100 
godina geoloske skole i nauke u Srbiji: 327-334, Beograd. 

PavSiC, J. (1977): Nanoplankton v zgornjekrednih in paleocenskih 
piasteh na Goriskem. - Geologija, 20: 33—83, Ljubljana. 

(1979): Zgornjekredni in paleocenski apneni nanoplankton v 

Posocju. - Geologija, 22, (2): 225-276, Ljubljana. 

PleniCar, M. (1979): Cretaceous Beds in Slovenia. - 16th European 
Micropaleontological Colloquium: 37—48, Ljubljana. 

PolSak, A. (1973): Istrazivanje paleotemperaturnih odnosa dijela 
krednog sedimentacijskog bazena zapadnih Dinarida na te- 
melju kisikove izotopne metode. - Geoloski vjesnik, 25: 
113-126, Zagreb. 



(1981): European Fossil Reef Models. - Society of Economic 

Paleontologists and Mineralogists, Spec. Publ. 30: 447^72, 

Tulsa, Oklahoma, USA, 1981. 
Premru, U. (1980): Geoloska zgradba osrednje Slovenije (Geologie 

structuresof Central Slovenia). -Geologija, 23 (2), Ljubljana. 
TurnSek, D. (1978): Solitarne senonijske korale iz Stranic in z Med- 

vednice. - Razprave SAZU, classis 4, 21 (3): 67-68, 31 Taf., 

Ljubljana. 
TurnSek, D. et Buser, S. (1974): Spodnjekredne korale, hidrozojiin 

hetetide z Banjske planote in Trnovskega gozda. - Razprave 

SAZU, classis 4, 17 (2): 85-124, 16 Tafeln, Ljubljana. 



195 



Zitteliana 


10 


195-199 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Der ältere Teil der Liburnischen Formation 
in den NW-Dinariden 

Von 
RAJKO PAVLOVEC & MARIO PLENICAR-) 

Mit 3 Abbildungen im Text 



ABSTRACT 



The lowermost part of the Liburnian Formation, the 
Vreme beds, are nowadays allocated to the Uppermost Maa- 
strichtian. They are characterized by grey bedded iimestones 
with some intercalations of breccias, coals and coaly shales, 
carrying foraminifera Hke Rhapydionina libumica, Mont- 
charmontia appenninica, mihohds etc. in abundance, fur- 
thermore bivalves, belonging to the genus Gyropleura. 

At a Hmited number of locations in the Western Dinarides it 
could be observed that the Vreme beds overhe Rudist hme- 
stones. Some beds within the Rudist limestone do not carry 
rudists, however microfossils, similar to those of the Vreme 
beds could be identified. Therefore the possibility cannot be 
ruled out that the Rudist- and the Vreme facies, were deposi- 
ted simultanously at least in part. The Vreme beds were, de- 



posited in a shallow marine environment, near shore, in em- 
bayments or even lagoons. The high content of organicmatter 
in the coal beds indicates a strong terrestrial influence, Sedi- 
mentation possibly taking place ander limnic to brackish 
conditions. The rudist biostromes flourished in near shore 
shallow water. In the Rudist limestone beds are intercalated 
which look like Vreme beds, this allows the conclusion that 
behind the rudist-biostromes partly closed lagoons existed. 
The change in Sedimentation which caused the disappearance 
of the rudists may indicate minor orogenetical movements. 
The intensity of these movements became stronger after the 
deposition of the Vreme-beds. Subsequent Kozina beds usu- 
ally begin with breccias. 



KURZFASSUNG 



Der älteste Teil der Liburnischen Formalion, die Vreme- 
Schichten, werden heutzutage ins jüngste Maastricht gestellt. 
Charakteristisch für diese Schichten sind graue, bankige 
Kalke mit einzelnen Breccien-Lagen und eingeschalteten 
Kohlen bzw. Kohleschiefern, die häufig Foraminiferen wie 
Rhapydionina libumica, Montcharmontia appenninica, Mi- 
lioliden u. a. enthalten sowie Muscheln, die zur Gattung Gy- 
ropleura gestellt werden. 

An einigen wenigen Stellen in den westlichen Dinariden 
wurde festgestellt, daß die Vreme-Schichten auf Rudisten- 
Kalken liegen. Einzelne Lagen innerhalb der Rudisten-Kalke 
enthalten keine Rudisten, dafür aber Mikrofossilien, die de- 
nen der Vreme-Schichten ähneln. Daher kann die Möglich- 



*) R. PavlOVEC, M. PleniCar, Katedra za geologijo in paleontolo- 
gijo Univerza Edvarda Kardelja v Ljubljani, Askerceva 12, 61000 
Ljubljana, Jugoslavija. (Geologische Abteilung, Fakultät für Na- 
turwissenschaften und Technology, Universität ,, Edvard Kar- 
delj" in Ljubljana, Askerceva 12, 61000 Ljubljana, Jugoslawien). 



keit nicht ausgeschlossen werden, daß die Rudisten- und die 
Vreme-Fazies zumindest teilweise gleichzeitig entstanden 
sind. Die Vreme-Schichten wurden im flachmarinen Bereich 
abgelagert, in Küstennähe oder vielleicht auch in Buchten 
bzw. sogar in Lagunen. Die hohen organischen Gehalte der 
Kohleeinschaltungen deuten auf einen starken terrestrischen 
Einfluß hin; möglicherweise erfolgte die Sedimentation teil- 
weise im limnischen oder brackischen Milieu. Im seichten 
Wasser der Küstennähe gediehen die Rudisten-Biostrome. 
Da schon in den Rudisten-Kalken Einschaltungen auftreten, 
die den Vreme-Schichten ähneln, können wir uns hinter den 
Rudisten-Biostromen seichte, teilweise geschlossene La- 
gunen vorstellen. Die Änderung in der Sedimentation, die das 
Erlöschen der Rudisten verursachte, zeigt kleinere orogeneti- 
sche Bewegungen an, die allerdings erst nach der Ablagerung 
der Vreme-Schichten stärker wurden. Die nachfolgenden 
Kozina- Schichten beginnen gewöhnlich mit Breccien. 



196 



DIE VREME-SCHICHTEN IN DEN NW-DINARIDEN 



Am Ende der Kreidezeit und zu Beginn des Tertiärs kam es 
im Bereich der Karbonat-Plattform der Äußeren Dinariden 
zu erheblichen Veränderungen. Das Gebiet, das sich das 
ganze Mesozoikum hindurch unter dem Meeresspiegel be- 
fand, begann sich aus dem Meer zu heben. Das frühere, bis 
200 m tiefe Schelfgebiet wurde seicht, es verwandelte sich 
stellenweise in Lagunen, wurde brackisch und gelangte sogar 
unter Süßwassereinfluß. 

Die Sedimente, welche während der Zeit dieser Hebung 
entstanden sind, wurden von einigen Forschern schon zum 
Tertiär gerechnet, von anderen jedoch noch zur Kreide ge- 
stellt. Beide Gesichtspunkte spiegeln nicht nur das damalige 
geologische Geschehen wider, sondern helfen uns auch bei 
der Bestimmung der stratigraphischen Zugehörigkeit dieser 
Ablagerungen. 

Als erster untersuchte diese Schichten zwischen den Jahren 
1850 und 1869 G. Stäche. Er zählte sie zur sogenannten Li- 
burnischen Stufe oder zum Protozän. Hierher stellte er alle 
Schichten zwischen den Hippuritenkalken der oberen Kreide 
und den eozänen Nummuliten- bzw. den Alveolinenkalken. 
Seine neue Stufe gliedene er in drei Untersmfen: Die unteren 
Foraminiferenkalke, die Kozina-Schichten und die oberen 
Foraminiferenkalke. Während die tertiären Kozina-Schich- 
ten und die oberen Foraminiferenkalke in den gesamten Äu- 
ßeren Dinariden von Istrien bis zum Küstengebiet der Crna 
Gora verbreitet sind, sind die unteren Foraminiferenkalke auf 



Ljubijana 



O Postojna 




Abb. 1. Der Bereich der Vreme-Schichten in den NW-Dinariden. 



den nordwestlichen Abschnitt begrenzt, und zwar auf das 
Gebiet des Triestiner Karst. Sie boten auch stratigraphisch die 
meisten Probleme. 

Im Jahre 1963 bezeichnete R. Pavlovec den unteren Teil 
der Liburnischen Formation als Vreme-Schichten nach der 
Ortschaft Vremski Britof südöstlich von Divaca, wo sich die 
klassischen Fundorte befinden, an denen auch Steinkohlen- 
flöze auftreten. Die Kohle, die in den Vreme-Schichten auch 
anderwärts auf dem Triestiner Karst vorkommt (z. B. beiBa- 
zovica, Lipica, Kozina, Rodik), wurde bei Vremski Britof 
über ein Jahrhundert lang ausgebeutet. 

Die Schichten der Liburnischen Formation in den Nord- 
west-Dinariden wurden von zahlreichen Geologen durch- 
forscht, darunter von M. Munier-Chalmas, T. Lipparini, 
M. Salopek, C. d'Ambrosi, B. Martinis, M. Hamrla, 
R. Pavlovec, M. PleniCar, G. Bignot und anderen. Für die 
biostratigraphische Datierung der Vreme-Schichten sind be- 
sonders die marinen Kalke mit Foraminiferen und Muscheln 
von Bedeutung. Unter den Foraminiferen ist die Art Rhapy- 
dionina libiirnica besonders wichtig. Die Muscheln gehören 
nach M. Munier-Chalmas (1882) zu den Rudisten aus den 
Gattungen Sphuerulites und Apricardia. Nach M. Hamrla 
(1959) befinden sich die Rudisten dieser Schichten in primärer 
Lage. M. PleniCar (1961) und G. Bignot (1972) erwähnen 
die Gattung Gyropleura, die auch zu den Rudisten gehört. 
Deshalb haben die erwähnten Forscher die Vreme-Schichten 
in die Kreide eingestuft. 

Forschungen der letzten Jahre haben das kretazische Alter 
dieser Schichten bestätigt. Interessant aber ist noch die Frage 
nach den paläoökologischen Verhältnissen, in denen die Ru- 
disten und die übrige Fauna und Flora, die wir in den Vreme- 
Schichten vorfinden, gelebt haben. G. Bignot (1972, 232) 
vertritt die Meinung, daß in den Vreme-Schichten drei oder 
noch mehr Horizonte mit Schalen von Muscheln der Gattung 
Gyropleura (oder Apricardia) auftreten. Charophyten und 
einige Foraminiferen (Discorbidae und andere) weisen auf ei- 
nen verminderten Salzgehalt hin. Rhapydionina libumica 
lebte wahrscheinlich in der neritischen Zone nahe der Küste in 
warmem Wasser mit normalem oder etwas geringerem Salz- 
gehalt. Aus alledem schließt G. Bignot, daß wir es bei den 
Vreme-Schichten vermutlich mit einer Thanatozönose zu tun 
haben, in welcher lagunäre und marine Organismen mitein- 
ander vermischt sind. 

Werm wir diese Angaben mit anderen vergleichen, ergibt 
sich folgendes Bild. M. Hamaoui&E. Fourcade (1973, 386) 
halten die Gattung Murciella (= Raadshoovenia cuvillieri 
nach G. Bignot, 1972, 216; siehe K. Drobne, 1981, 91) für 
eine Foraminifere aus dem wellengeschützten Teil der Kar- 
bonat-Plattform. Sie lebte in ruhigem und sehr seichtem Was- 
ser nahe der Küste, wo auch Oogonien von Charophyten und 
Discorbidae aufscheinen. Rhapydionina tritt nach Angaben 
der erwähnten Autoren (S. 384) in Biomikriten oder Intra- 
biomikriten auf, die in geringerer Tiefe und in Wasser mit hö- 
herer Energie sowie höherem Salzgehalt entstanden sind. 
Auch verwandte Formen (Raadshoovenia guatemalensis, 
J. Fleury, 1977, 81-82) stammen aus seichtem und warmem 
Wasser, in dem Biomikrite mit Bruchstücken von Rudisten 



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Abb. 2. Das Modell des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten 

1 : Rudistenkalk. 2: Bioherm mit Hippuriten. 3: Vorriff-Bildungen. 4: Breccie an der Basis der pelagischen 

Sedimente. 5: Pelagische Sedimente. 6: Vreme-Schichten. 7: „Patch-reef" mit Biradioliten. 8: Die Küste. 



und anderen Muscheln entstanden sind (subtidal), oder sie 
kommen in Biomikriten beziehungsweise Biospariten vor, 
die auf sehr häufige Hebungen hinweisen (intertidal oder so- 
gar supertidal). Derselbe Autor (J. Fleury, 1970, 35; 1979, 
24) gibt an, daß die Schichten mit Rhapydionina in ,,poorly 
washed biosparite", in seichten Meeresgründen mit zeitweili- 
ger Emersion abgelagert worden sind. Auch die Milioliden, 
besonders die Gattungen Quinqueloculina, Triloculina und 
Spiroloculina, die auch in den Vreme-Schichten häufig auftre- 
ten, sprechen für seichtes Wasser (M. Kaever, 1970, 341). 

Die Schichten mit Rhapydionina liburnica, Dicyclina 
schlumhergeri, Accordiella conica, Nummoloculina, Mont- 
charmontia appennimca weisen eine feinkörnige sparitische 
Grundmasse auf (K. Drobne, 1981, 88). Aus alledem folgt, 
daß sich die Vreme-Schichten in einem sehr seichten und 
warmen Meer entwickelt haben, wahrscheinlich sogar hinter 
einem Rudistengürtel. Zweifellos ist in ihnen wenigstens 
teilweise eine Vermengung der Fauna und Flora erfolgt (Tha- 
natozönose). 

In den letzten Jahren fanden wir in den Vreme-Schichten 
einige interessante Profile, die wir mit dem klassischen Profil 
bei Vremski Britof und Profilen zwischen Senozece und Di- 



vaca verglichen. Im Profil aus dem Tal der Rasa tritt im oberen 
Teil der Vreme-Schichten ein rund 50 cm rhächtiger Kalkho- 
rizont auf, in dem neben Muscheln der Gattung Gyropleura 
auch zahlreiche Vertreter der Gattung Biradiolites vorkom- 
men. Unter anderem tritt wahrscheinlich die Art Biradiolites 
fissicostatus auf, die für das Maastrichtien der Crna Gora cha- 
rakteristisch ist. Unter diesem Horizont liegen eine Schicht 
mit Rhapydionina liburnica und mehrere Horizonte mit Mu- 
schelschalen der Gattung Gyropleura. Aus alledem schließen 
wir, daß die Rudisten des Maastrichts noch zur Zeit des Ent- 
stehens der Vreme-Schichten gelebt haben. 

Bei der Untersuchung des Profils im Rasatal und anderer 
Profile der Vreme-Schichten gelangten wir zur Überzeugung, 
daß die Schalen von Gyropleura von Strömungen in wellen- 
geschützte Areale eingeschwemmt wurden, wo sie sich an der 
Bildung von Thanatozönosen beteiligten. Für einen derarti- 
gen Transport spricht die linsenförmige Einlagerung der 
Schichten mit Gyropleura. Auch der gemeinsame Fundort 
der Biradioliten und Gyropleuren im Profil aus dem Rasatal 
weist vermutlich auf eine Thanatozönose hin. Die Biradioli- 
ten bauen nämlich Biostrome bzw. Bioherme auf, während 
die Gyropleuren höchstwahrscheinlich mehr im Boden- 




Abb. 3. Das Profil des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten. 



198 



schlämm eingegraben waren. Durch Strömungen wurden 
beide Muschelarten vermischt, doch lebten die Biradioliten 
wohl in der Nähe der Gyropleuren, weil ihre Schalen noch 
gut erhalten sind. Vielleicht haben die Biradioliten eine flache 
Barriere aufgebaut, hinter der die Lagune lag, in welcher sich 
die Vreme-Schichten entwickelten. Der Horizont mit Bira- 
dioliten und Gyropleuren liegt stratigraphisch sehr hoch im 
Maastrichtien. Unter diesem Horizont gibt es noch mehrere 
marine Kalke mit Gyropleuren und Foraminiferen der Gat- 
tung Rhdpydiomna in einer Mächtigkeit von rund 150 m, 
doch befinden sich in ihnen keine BiradioUten. Der jüngere 
Teil der Vreme-Schichten enthält auch eine synsedimentäre 
Breccie. Sie weist auf tektonische Unruhen hin, welche die 
Unterbrechung der Sedimentation zwischen den Vreme- und 
Kozina-Schichten und auch häufige synsedimentäre Breccien 
in den Kozina-Schichten zur Folge hatten. Im Hinblick dar- 
auf, daß Rudisten häufig im Horizont mit Gyropleuren auf- 
treten, schließen wir auf das Vorhandensein von Biolithiten 
mit Biradioliten (,,patch reef") im Bereich der Lagune. Die 
Rudisten wurden nach ihrem Absterben in die Vreme-Schich- 
ten eingebettet. 



Auch die Gyropleuren und Foraminiferen (zahlreiche Mi- 
lioliden und Rhapydionina liburnica) wurden postmortal 
verfrachtet. In den Vreme-Schichten treffen wir einge- 
schwemmte Gyropleuren und auch Foraminiferen an, worauf 
ins einzelne gehende Beobachtungen in der Umgebung von 
Divaca hinweisen. In einigen Teilen der Vreme-Schichten 
(z. B. in den Schichten 21 und 22 des Profils L bei Vremski 
Britof; M. Hützl & R. Pavlovec, 1979, 1981, femer auch 
bei Vrapce) sind die Rhapydioninen außerordentlich zahl- 
reich und gut erhalten. Emzig und allem m diesen Schichten 
befinden sich die Foraminiferen wahrscheinlich noch in pri- 
märer Lage. 

An wenigen Stellen der Westdinariden wurde festgestellt, 
daß die Vreme-Schichten den Rudistenkalken (Biolithiten) 
aufliegen. Meistens ist der Kontakt nicht sichtbar. In einigen 
Teilen der Rudistenkalke, in denen die genannten Muscheln 
fehlen, treten ähnliche Mikrofossilien wie in den Vreme- 
Schichten auf (M. PleniCar & R. Pavlovec, 1981). Solche 
Mikrofossilien kommen seltener zusammen mit Rudisten 
vor. Deshalb schließen wir die Möglichkeit nicht aus, daß sich 
mindestens stellenweise die Rudisten- und Vreme-Fazies 
gleichzeitig entwickelt haben. 



SCHLUSSWORT 



Die Vreme-Schichten entstanden im jüngsten Abschnitt 
des Maastrichtien in seichtem und warmem Wasser, in dem 
Strömungen und Wellengang vorherrschten. A. Pol'^ak's 
Modell (1981 , 448) der Kreidebiolithite für die Inneren Dina- 
riden können wir auch auf die Entstehung der Vreme-Schich- 
ten und der Rudistenbiolithite anwenden. In den küstenna- 
hen Lagunen entstanden die Vreme-Schichten unter erhebli- 
chem Einfluß des Festlandes (Kohle). Stellenweise gediehen 
in diesem Bereich Bioherme mit Biradioliten (,,patch reef"). 
Zum offenen Meer hin lag eine Barriere-artiger Rudistengür- 
tel. In von der Küste entfernteren Teilen entstanden hingegen 



pelagische Sedimente (Podsabotiner Schichten, teilweise auch 
Fiysch und flyschähnliche Schichten). 

Die Gyropleuren und Rhapydioninen befinden sich nur 
selten in primärer Lage. Besonders die Horizonte mit Gyro- 
pleuren und Biradioliten bzw. Gyropleuren und Rhapydio- 
ninen können als Thanatozönosen gedeutet werden. 

Nach der Ablagerung der Vreme-Schichten kam es zu einer 
Schichtunterbrechung. Auf sie folgten die marinen, bracki- 
schen oder sogar limnischen Sedimente der Kozina-Schich- 
ten. 



SCHRIFTTUM 



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201 



Zitteliana 


10 


201-206 


München, 1. Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Flachwasserkarbonate der Unterkreide im dinarischen 
Karstgebiet entlang der jugoslawischen Adriaküste 

Von 
JOSIP TISLJAR, IVO VELIC & BRANKO SOKAC'O 

Mit 3 Abbildungen 



KURZFASSUNG 



Die Flachwasserkarbonate der Unterkreide im Adria-Kü- 
stengebiet zeigen sehr große Ähnlichkeit in der Litho- und 
Biofazies und damit in der Beurteilung des Ablagerungsmi- 
lieu. Die Karbonate wurden im inneren Bereich einer weit- 
ausgedehnten Plattform gebildet. 

Folgende Lithofaziestypen und die entsprechenden Abla- 
gerungsmilieu wurden ausgeschieden: 

Lithofazie A: (oberhalb des Hochwasserniveaus mit 
zeitweiligen Auftauchphasen; 

Lithofazies B: Im Gezeitenbereich bis oberes Subtidal; 
Lithofazies C: Lagunen und "back-reef'-Bereich; 
Lithofazies D: bewegtes Flachwasser und riff umge- 
bende Bereiche; 
Lithofazies E: spätdiagenetische Dolomite. 

Litho faziestyp C: ist vorherrschend; Typ B ist häufig, je- 



doch Typ A und B sind seltener. Dolomite (Lithofaziestyp E) 
wird stellenweise sehr mächtig. 

Die Untersuchungen haben gezeigt, daß auf der Plattform 
zur Kreidezeit die Faziesbereiche nicht gleichzeitg abgelagert 
wurden, also zu stratigraphischen Zwecken nicht geeignet 
sind. Gleiche Faziestypen erscheinen an unterschiedlichen 
Lokalitäten zu unterschiedlichen Zeiten; es kommt dabei zu 
periodischen Wiederholungen von Faziestypen. Unter- 
schiedliche Mächtigkeiten der Faziestypen wurden weitge- 
hend gesteuert durch Häufigkeiten von Auftauch-Erschei- 
nungen und schwankende Sedimentationsraten im Gezeiten- 
bereich. Diese Bedingungen können auf eine sehr schwache 
Neigung des inneren Teils der Plattform zurückgeführt wer- 
den, die ungleichmäßig absinkt; ebenso können Oscilationen 
des Meeresspiegels solche Differenzierungen bewirken. 



ABSTRACT 



Detailed local studies and regional correlation of the Lower 
Cretaceous shallow water carbonates in the Adriatic coastal 
region show a high similarity in lithofacial, biofacial and 
paleoenvironmental characteristics. The carbonates were ge- 
neral formed in the inner part of a large carbonate platform. 
The following lithofacies and corresponding depositional en- 
vironments were separated: 

Lithofazies A: supratidal with temporary emersions; 

Lithofacies B: intertidal to shallow subtidal; 

Lithofacies C: lagoons, back-reefs and resticted sho- 

als; 

Lithofacies D: shoals with agitated water and patch- 

reefs; 

Lithofacies E: late-diagenetic dolomites. 



"■) J. TiSlJAR, Fakultät für Bergbau, Geologie und Erdölwesen der 
Universität Zagreb, Pierottijeva 6, Postfach 186, YU-41000 Za- 
greb; I. VeliC, B. SokaC, Institut für Geologie der Universität 
Zagreb, Sachsova 2, YU-41000 Zagreb. 



Lithofacies C is predominant, B is frequent, but A and D 
are rare. Late-diagenetic dolomites (Lithofacies E) sometimes 
could be frequent and locally very thick. 

Lithological, structural, textural, diagenetic and genetic 
properties, depositional environments and different thickness 
of the same lithofacies suggest the following conclusions: in 
various places of the Lower Cretaceous carbonate platform 
certain depositional environments did not occur at the same 
time, or, if they occured, they did not last for the same period 
of time. Nevertheless, same environments existed in various 
places, at various times, and at the same place particular envi- 
ronments were periodicaly repeated within various time in- 
tervals. 

Such circumstances caused lateral and vertical lithofacial 
changes, various depositional thicknesses and rhythmical and 
cyclic Sedimentation. The various lithofacial thicknesses were 
mostly affected by emersions, their frequency and duration, 
and the relatively low rate of Sedimentation in the intertidal 



202 



Zone. These conditions of Sedimentation could be attributed 
to the very gentle inclination of the inner part of platform, 
nonuniform sinking and to different sedimentation-rate. 
Even small differences in the balace of these factors, as well as 



the oscilations of the sea level, could cause the changes in the 
depositional environments at comparatively small distances 
within the supratidal - intertidal - subtidal - lagonal-back 
reef- reef zones. 



EINLEITUNG 



Die Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet von der Halb- 
insel Istrien bis Dubrovnik wurde über mehrere Jahre lithofa- 
ziell, sedimentologisch, biostratigraphisch und paläontolo- 
gisch intensiv untersucht. Dieses Hochkarstgebiet der Adria- 
küste einschließlich der Inseln ist etwa 550 km lang und zwi- 
schen 60 bis 140 km breit (Abb. 1). An der Oberfläche domi- 
nieren Kreidesedimente. Seltener sind jurassische und sehr 
selten triassische Ablagerungen aufgeschlossen. 



In dieser Arbeit werden nur die Ergebnisse der lithofaziel- 
len und sedimentologischen Untersuchungen der Unterkrei- 
dekarbonate zusammengefaik. Es hat sich gezeigt, daß bio- 
stratigraphisch innerhalb des Unterkreidegebietes eindeutig 
zwischen 7 und 9 litho- und biostratigraphischen Einheiten 
unterschieden werden können. Diese entsprechen chrono- 
stratigraphisch: Berrias, Valendis, Hauterive, Barreme, Un- 
ter- und Oberapt, Unter- und Oberalb und Vrakon (siehe Ve- 
Lic, TiSljar & SokaC, 1979). 



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MEER 

Abb. 1 . Geologische Skizze der Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet mit im Text erwähnten Fundor- 
ten, 



LITHOFAZIELLE UND SEDIMENTOLOGISCHE EIGENSCHAFTEN 



Die Unterkreidesedimente im Dinarischen Karst sind ein 
Teil der kontinuierlichen Ablagerung der mesozoischen Kar- 
bonatgesteine (mit stellenweisen Emersionen) von der 
Ober-Trias bis zum Ende der Kreidezeit. Ihre Mächtigkeit 
variiert zwischen 750 und 1150 m. Im allgemeinen sind es 
Flachwasserkarbonate, die sich auf einer großen Karbonat- 
Plattform abgelagert haben. 

Innerhalb dieses großen Flachmeer-Ablagerungsgebietes 
sind einzehie genau definierbare Ablagerungsmilieus, bzw. 
Lithofaziestypen zu unterscheiden: 

- Lithofazies A: oberhalb des Hochwasserniveaus mit 
zeitweiligen Emersionen (,, supratidal with temporary 
emersions"); 



- Lithofazies B: Gezeitenbereich und Watten (,, intertidal 
und shallow subtidal"); 

- Lithofazies C: Lagunen und ,,back reef"-Bereich; 

- Lithofazies D: bewegte Flachsee und ,,perireefal sho- 
als"-Bereich; 

- Lithofazies E spätdiagenetische Dolomite. 

Die Mächtigkeit und Häufigkeit der einzelnen Lithofa- 
zies-Typen und ihre vertikale und horizontale Verbreitung 
sind in der Unterkreide nicht überall gleich (Abb. 2). 

Am häufigsten kommt die Lithofazies C vor. Ziemlich häu- 
fig, aber in geringerer Mächtigkeit erscheint die Lithofazies B. 
Lithofazies A und D kommen seltener vor, ihre Mächtigkei- 
ten und laterale Verbreitung sind geringer. Lithofazies E ist an 



203 



CENOMAN 



VR AGONIEN 



BARRE ME 



HAUTERIVE 



VALENDIS 



BERRIASIEN 



T IT HON 




Abb. 2. Vertikale und horizontale Verbreitung der Lithofaziestypen in der Unterkreide im Dinarischen 
Karstgebiet: A = „supratidal" mit zeitweiligen Emersionen; B = Gezeitenbereich und Watten; C = Lag- 
unen und „back reef'-Bereich; D = bewegte Flachsee und „perireefal shoals"; E = spätdiagenetische Do- 
lomite. 



vielen Lokalitäten vertreten, sehr häufig im Berriasien, Alb 
und Vrakon. 

1. Lithofazies C, (Lagunen und „back reef'-Bereich) 
finden wir im gesamten Dinarischen Karst in allen tektoni- 
schen Einheiten (Abb. 2). Sie ist besonders für das Valendis, 
Hauterive, Unterapt und Unteralb charakteristisch. Im all- 
gemeinen wechselt sie häufig mit Kalken der Lithofazies B, 
selten mit A oder mit Dolomiten der Lithofazies E ab. In der 
Regel haben die Kalke der Lithofazies C die größte Mächtig- 
keit und laterale Verbreitung. Sie sind überwiegend aus Mi- 
kriten, Biomikriten und Onkoidkalken, seltener aus onkoid- 
reichen Intraspariten zusammengestzt. Alle diese Kalke sind 
durch Akkumulation von Kalkschlamm und Kalkdetritus im 
flachen und ruhigen Wasser mit niedrigem Energie- Index und 
erhöhter Salinität entstanden. Auf die erhöhte Salinität der 
Lagunen und der ruhigen Flachseen („back reef") weist das 
Gefüge der Onkoide und die Flora und Fauna hin. Es finden 
sich Elemente sogenannter „restricted marine environ- 
ments": Grünalgen (vor allem Dasycladaceen, seltener Co- 
diaceen), Blaugrünalgen in Onkoid-Formen, Schnecken, 
Ostracoden, benthonischen Foraminiferen mit internsiver 
Mikritisierung (Milioliden, Verneuiliniden, Orbitoliniden); 
in den älteren Schichten auch Favreinen. 



In der Lithofazies C findet sich häufig eine rhythmische 
Wechselablagerung von Mikriten/Biomikriten und Onkoid- 
kalken, die infolge der schwankenden Karbonatablagerungs- 
rate entstanden ist (TiSljar, im Druck). In der Zeit geringerer 
Schlammablagerung wurden günstige Bedingungen für eine 
üppige Entwicklung der Blaugrünalgen und für die Entste- 
hung von Onkoiden geschaffen. Es überwiegen ,,algal 
baH"-Onkoide, die durch das Haften des Schlammes auf dem 
Schleim und den Fasern der Blaugrünalgen entstanden sind. 
Sie wuchsen in Form von kleinen Büschen. Sehr häufig gibt es 
Onkoidkalke, die aus großen Onkoiden, s. g. ,,Makroiden", 
geformt wurden. Ihr Entstehen erklärt sich durch Algen, wel- 
che Bacinella- und Schneckenreste inkrustieren (TiSljar, 
1979). Selten kommen Onkoide mit mehr oder weniger glatt 
umlaufendem Schalenbau (,,SS-C"-Onkoide) vor. 

Die Morphologie und der Aufbau der Onkoide ist ein cha- 
rakteristischer Indikator für eingeschränktes Milieu im La- 
gunen- und , ,back reef'-Bereich mit schwacher Intensität der 
Kalkschlammablagerung. Denn bei verstärkter Schlamm- 
ablagerung ist die Entwicklung von Blaugrünalgen und von 
Onkoiden infolge der Zuschüttung nicht mehr möglich. 

Der Lithofazies C gehören noch zwei, für die äußeren Di- 
nariden typische bio- und lithofazielle Einheiten an, die man 



204 



als beständige Horizonte entlang des ganzen Dinanschen 
Karst verfolgen kann: die „Unteren Orbitolinenkalke", (Be- 
ginn des Unterapts) und die „Oberen Orbitolinenkalke", 
(Unteralb): 

„Die Unteren Orbitolinenkalke" (VeliC & SokaC, 1978) 
bestehen aus dickgebankten Mikriten und Biomikriten sowie 
Onkoidkalken. Sie enthalten Orbitolinen {Praeorbitonina 
cormyi Schroeder, P. wienandsi Schroeder, Orbitolina 
(Mesorbitolina) lotzei Schroeder), Bacinellen, Schnecken, 
Milioliden und Makroide. 

Die ,, Oberen Orbitolinenkalke" sind überwiegend aus 
Biomikriten, Biospariten und Onkoidkalken mit Mesorbito- 
linen (Orbitolina (Mesorbitolma) texana texana Roemer, O. 
(M.) texana parva Douglass, O. (M.) texana minuta Dou- 
GLASS) und Cuneolinen (Cuneolina pavonia d'Orb.) zusam- 
mengesetzt. 

2. Lithofazies B, (Gesteine des Gezeitenbereichs und 
der Watten-, ,intertidal to shallow subtidal") kommen sehr 
häufig vor, wir finden sie aber nicht immer an allen Lokalitä- 
ten und in allen biostratigraphischen Einheiten (Abb. 2). Ihre 
Mächtigkeit und Häufigkeit variiert sehr von Lokalität zu 
Lokalität und von Einheit zu Einheit. Im allgemeinen wech- 
selt sie am meisten mit den Kalken der Lithofazies C und A 
ab. 

Lithofazies B ist aus einer Wechsellagerung von Mikri- 
ten/Biomikriten mit Fenstergefüge (,,birds eyes"), Peloid- 
kalken und LLH-Stromatolithen zusammengesetzt. 

Der Zyklus Mikrit - Intrasparit/Biosparit - Peloidkalk - 
LLH-Stromatolith ist typisch für die Lithofazies B. Die Zy- 
klen sind als ,,peritidal" -Fluktuationen interpretierbar. Wel- 
lige stromatolithische Strukturen, Bioturbationen, Trocken- 
risse und Fenstergefüge charakterisieren diese Lagen. Die 
Lamination ist die Folge einer Wechsellagerung mikritischer, 
pelmikritischer und pelsparitischer Lagen mit den stromatoli- 
thischen Bildungen. Als Folge einer Menge parallel orientier- 
ter Fenster (,,laminoidal fenestrae" Grover & Read 1978) 
zeigen auch die Mikrite häufig laminierte Textur. Neben den 
langgestreckten Fenstern finden sich oft unregelmäßige kon- 
turierte Lösungshohlräume (,, Solution vugs and molds of 
shells"), die mit einem Calcitzement-Mosaik ausgefüllt sind. 
Die langgestreckten Fenster entstanden hauptsächlich durch 
Fäulnisprozesse der Blaugrünalgen. Die Skelett-Lösungs- 
hohlräume entstanden durch die Auflösungsprozesse der ara- 
gonitischen Skelette, vor allem von Grünalgen und Schnek- 
ken. Für die Hohlraumbildung war das wiederholte Durch- 
feuchten und Austrocknen der Ablagerungen im Gezeitenbe- 
reich durch Niederschläge ausschlaggebend. Dabei wurden 
gelegentlich die Schalen vollständig herausgelöst. Die Lö- 
sungshohlräume wurden manchmal durch Korosion in unre- 
gelmäßige Korosionshöhlen umgeformt, so daß die Kontu- 
ren, bzw. Skelettabdrücke nicht mehr erkennbar sind. 

Die Stromatolithen enthalten außer den ,,cryptalgal"-La- 
gen auch Kotpillen, Grünalgen, Ostrakoden, Schnecken, In- 
traklasten und benthonische, stark mikritisierte, Foraminife- 
ren. Diese Komponenten sind im Intertidal zusammen mit 
dem Karbonatschlamm durch Gezeitenströmungen während 
der Flut über die Algenmatten geschüttet worden. Die Pelo- 
idkalke sind durch einen höheren Gehalt an Kotpillen und 
einheitliche Korngrößen, Komponentensorten und -Gefüge 



gekennzeichnet. In den älteren Ablagerungen (Neokom) 
kommen häufig Peloidkalke vor, die aus Favreina (Crustace- 
en-Kotpillen) bestehen. 

Die Intrasparite imd Biosparite sind reich an Calcitzement. 
An den Kornrändern hat sich ein faseriger, Palisaden-Zement 
(Zement A - , ,f ibrous rim cement" ) und in den ü brigen Poren 
ein isometrischer Mosaik-Zement (Zement B) abgelagert. 

Die Gesteine zeigen strukturelle und diagenetische Eigen- 
schaften von ,,beach rock"-Sedimente. 

3. Lithofazies A, (Bereich über dem oberen Gezeitenni- 
veau mit zeitweiligen Emersionen ,,supratidal with tempo- 
rary emersions"). Sie tritt gewöhnlich nicht in mächtigen 
Schichten auf. Jedoch hat sie in den einzelnen chronostrati- 
graphischen Einheiten große Bedeutung. Besonders häufig ist 
das Auftauchen mit Unterbrechungen im Ablagerungsprozeß 
im Unter- und Oberapt (Abb. 2). In Istrien, z. B., ist die 
Mächtigkeit der Abfolge, (besonders im Unteralb) wegen 
derartiger Ablagerungsbedingungen deutlich reduziert 
(Abb. 2). Lithofazies A ist charakterisiert durch intraforma- 
tionelle Breccien, Weichkonglomerate (,,supratidal soft 
pebble conglomerates"), frühdiagenetische Dolomite, Fen- 
sterkalke mit vadosen Bildungen und subaerischen Verwitte- 
rungserscheinungen. 

Die intraformationellen Breccien sind durch variierende 
Schichtdicke, relativ geringe laterale Verbreitung, geringe 
oder keine Rundung und Sortierung der Klasten gekenn- 
zeichnet. Komponententransport hat nicht stattgefunden. 
Die Bruchstücke passen stellenweise noch zusammen, die Zu- 
sammensetzung ist petrographisch einheitlich. Die Fazies der 
Fragmente entspricht denjenigen Kalken, die unmittelbar un- 
terhalb der Breccien liegen. Die Klasten sind schwach mitein- 
ander verbunden, entweder mit Kalkmikrit oder es handelt 
sich um eine feinkörnige Matrix aus Calcite, Illit, Montmoril- 
lionit und Chlorit. Diese Gesteine sind durch subaerische imd 
subaquatischen Brekzierung und Erosion früh erhärteter und 
halbverfestigter Karbonate entstanden. Nach kurzfristigem 
Auftauchen wurden die Sedimente wieder überflutet. Im all- 
gemeinen wechseln die Breccien mit den Kalksteinen der Li- 
thofazies B, selten auch mit C ab. In Istrien betragen im 
Oberapt und Unteralb die intraformationelle Breccien-Lagen 
stellenweise 0,40 bis 1,3 m (Abb. 2). 

Frühdiagenetische Dolomite (,,supratidal early-diagenetic 
dolomites") sind im Berrias in Istrien und im Vrakon in der 
Umgebung von Dubrovnik zu beobachten (Abb. 2). Sie zei- 
gen die folgenden, für den Auftauchbereich charakteristi- 
schen Merkmale: Lamination, Trockenrisse, ,,mud pebble 
conglomerate", ,,loadcast"-artigeTexturen, LLH-Stromato- 
lithen und im allgemeinen sehr kleine Dolomitkristalle. Das 
Ende der Ablagerung einzelner Lagen ist manchmal durch 
Austrocknung (,,desiccation breccia") und sogar durch Ero- 
sion (,,erosion surface") gekennzeichnet. Schwachwellige 
stromatolithische Strukturen, welche auf Blaugrünalgen- 
Matten (Schizotrix-Ty^) zurückgehen, wurden nur während 
schwerer Stürme abgelagert. Die Masse des Sedimentmate- 
rials wurde an anderer Stelle, entweder unterhalb des Gezei- 
tenbereiches oder im Gezeitenbereich gebildet. Durch 
Stürme wurde es in den Supratidalbereich gebracht. Eine Ab- 
lagerung oberhalb des Gezeitenbereiches wird auch durch das 
Vorkommen von Fenstern (,,birds eyes"), die Zusammenset- 



205 





^ V ■ 




Mik 


ite mit V 
Dirdseye"- 


idoiden 
Sefugel 
















zeitweilig 

Emersion 










LLH 

Mik 

(.t 


-Stromat 
ite und P 

irdseye'- 


Dl.the 

llenkQlke 

Sefüge) 




- 1 > 






■ U 1 





Mikrjte und 
Biomikrite 




1 = „subtidQt to iQgoonol"- Phase 
2=.shallow sublidal to intertidol"- Phase 
3= . intertidol to suprotidol*- Phase 



Abb. 3 . „Peritidal" - Ablagerungsphasen im Tithon und Berrias in 
der Umgebung von Dubrovnik. 



zung der Dolomite und die Dolomitkristallgröße angezeigt, 
welche im allgemeinen unter 10 Micron liegt. Dies weist auf 
eine frühdiagenetische Dolomitisation hin. Eine solche Do- 
lomitisierung kommt heute vorwiegend oberhalb des Gezei- 
tenbereichs vor (Fochtbauer, 1974). Der relativ hohe Cal- 
ciumüberschuß der Dolomite (Ca-0, 52-0,56; Mg-0,44-0,48) 
schließt ein evaporitisches Milieu aus. 

Wenn man zusätzlich eine Abnahme des Calciumüber- 
schusses während der Diagenese in Rechnung stellt, können 
die vorliegenden Dolomite nur mit denjenigen des relativ 
feuchten Klimas von Florida und der Bahamas verglichen 
werden, nicht aber mit dem trockeneren Milieu von Bonaire 
oder des Persischen Golfes (Füchtbauer & TiSljar, 1975). 

Kalke mit ,,vadosen" Bildungen kommen in Tithon und 
Berrias der Umgebung von Dubrovnik vor (Abb. 3). Es han- 
delt sich um Mikrite, Biomikrite, Peloidkalke und LLH- 
Stromatolithen, welche zahlreiche Fenster, Lösungs- und 
Korrosionshohlräume, Schalenlösungshohlräume, Geope- 
talgefüge, Trockenrisse, Vadoide, vadosen Silt, dünne Kalk- 
krusten und unregelmäßig geformte Linsen von ,,desicca- 
tion"-Brekzien enthalten (Abb. 3). 



Die Lösungs- und Korrosionshohlräume sind mit vadosem 
Silt, mit kalzitischen Mosaikzement und in den Bögen mit ei- 
nem mikrostalaktitischen Gravitations-Zement ausgefüllt. 
Ober den Kalken mit ,, vadosem" Silt und die Lösungs- bzw. 
Korrosionshohlräume folgen gewöhnlich Sedimente mit Va- 
doiden (vadose Pisoide) und Kalkkrusten (,,calcrete"). Die 
Poren zwischen den Vadoiden sind mit vadosem Silt, mit Mi- 
kritmatrix und mit mikrokristallinem Calcitzement subaeri- 
scher Entstehung ausgefüllt. Die Struktur- und Textureigen- 
schaften weisen eindeutig auf die vadose Zone und auf sub- 
aerische Verwitterung hin. Hier wurden die noch weichen 
oder früh erhärteten, vermutlich primär aragonitischen Kar- 
bonatsedimente im Laufe der Frühdiagenese unter dem Ein- 
fluß des Niederschlagwassers und der subaerischen Verwitte- 
rung geprägt (TiSljar, 1980). 

4. Lithofazies D, (bewegte Flachsee und ,,perireefal 
shoals", mit normaler Salinität). Sie ist über die gesamte 
Mächtigkeit der Unterkreide mit sehr geringem Anteil vertre- 
ten. Etwas häufiger findet man sie im Alb von Istrien, im 
Ober-Barreme von Dubrovnik, seltener im Apt des Bioko- 
vo-Gebirges, ferner im Unterapt und im Unteralb des Dina- 
ra-Gebirges sowie im Unterapt des Kapela-Gebirges 
(Abb. 2). Die Lithofazies D setzt sich aus Intraspariten, Bio- 
spariten, Biosparruditen und Rudisten-Schillkalken mit 
Echinodermen- und Muschelfragmenten zusammen. Große 
Mengen der Rudisten, Muscheln und Echinodermen, sowie 
das zeitweilige Auftreten kleiner Rudistenbiostrome und 
grobem Korallenschutt, deuten auf einen Einfluß der beweg- 
ten Flachsee mit kleinen Riffen (,,patch reefs") hin. Hier 
konnten dank guter Durchlüftung und normaler Salinität 
diese Organismen leben. Ihr Schutt wurde zeitweise in den 
Lagunen, den ,,perireefal shoals" und im Flachwasser des in- 
neren Teils der Karbonatplattform abgelagert. 

5. Lithofazies E kommt in dicken Linsen und unregel- 
mäßigen Körpern von makrokristallinen bis mikrokristalli- 
nen, spätdiagenetischen Dolomiten vor; diese Lithofazies ist 
besonders im Tithon, Berrias, im Alb und Vrakon verbreitet. 
Die Grenzen zwischen den spätdiagenetischen Dolomiten 
und den übrigen Kalken sind unregelmäßig und graduell. La- 
teral und vertikal gehen sie stellenweise über Dolomitkalke 
und dolomitreiche Kalke in reine Kalke über. Die großen Do- 
lomitkörper enthalten gewöhnlich mehrere strukturell und 
faziell unterschiedliche Kalkschichten, dies ist für eine spät- 
diagenetische Dolomitisierung charakteristisch. Der relativ 
hohe Claciumüberschuß der Dolomite läßt auf eine spätdia- 
genetische Genese schließen. Der Dolomit besteht aus 
Ca-0, 55-0,58; Mg-0,42-0,45; CO3, das heißt, es sind „Pro- 
todolomite". Er ist aus makrokristallinen hypidiomorphen 
Dolomitrhomben mit vielen bräunlichen Einschlüssen (unter 
1 bis 3 Micron, möglicherweise aus organischem Material) zu- 
sammengesetzt. Die Kristallgröße dieser Dolomite gleicht 
derjenigen von Dolomitrhomben in lagunären und intertida- 
len Kalke der Lithofazies C und B, welche mehr oder weniger 
spätdiagenetisch dolomitisiert wurden. Die spätdiageneti- 
schen Dolomite der Lithofazies E entstanden durch eine spät- 
diagenetische Dolomitisierung der Kalke der Lithofazies B 
und C. 



206 



DISKUSSION UND ZUSAMMENFASSUNG 



Die Untersuchungsergebnisse der Lithofazies und des Ab- 
lagerungsmilieus der Karbonate in der Unterkreide im dinari- 
schen Karst zeigen in diesem weiten Gebiet große ÄhnHch- 
keit. Es sind marine Flachwasserkarbonate, die sich auf einer 
ausgedehnten Karbonat-Plattform abgelagert haben. Auch 
wenn wir in der gesamten Ausdehnung dieser Plattform, der 
Unterkreide die gleichen Lithofazies-Typen und gleiches Ab- 
lagerungsmilieu finden, ist jedoch ihre Mächtigkeit, die verti- 
kale und horizontale Verbreitung an vielen Stellen und in den 
chronostratigraphischen Einheiten nicht immer gleich. 

Die Analyse der vertikalen und horizontalen Verbreitung 
der einzelnen Lithofaziestypen, ihre unterschiedliche Mäch- 
tigkeit und die Wechsellagerung läßt uns auf folgende Tatsa- 
chen schließen: 

- die Karbonat-Plattform hatte eine sanfte Neigung und 
eine ungleichmäßige Absenkung im ganzen Gebiet; 

- obwohl sie relativ flach ist, hatte sie stellenweise eine 
ziemlich augeprägte Morphologie; 



- die Meeresspiegelschwankungen waren zeitlich und 
räumlich sehr verschieden; 

- die Absenkungsrate und damit die Sedimentationsrate 
war in verschiedenen Teilen der Plattform ungleich. 

Schon sehr geringe Veränderungen der Anhäufungsrate des 
Karbonates und der Absenkungsgeschwindigkeit der Platt- 
form sowie Meeresspiegelschwankungen, können bei einer 
sanften Neigung des Beckenbodens rasche Veränderungen in 
der Wassertiefe und -energie verursachen. Veränderungen der 
Sedimentationsgeschwindigkeit und/oder der Senkungsrate 
der Plattform können das Auftreten und Verschwinden ein- 
zelner Ablagerungsbereiche zwischen Flachmeer- ,,back 
reef"-Lagune - Gezeitenbereich und Watten - supratidal Be- 
reich - vadoser Zone und dem Auftauchbereich bewirken. 

Für die Mächtigkeit der einzelnen Lithofaziestypen und 
damit der gesamten Unterkreide hatte die Sedimentakkumu- 
lationsrate, die durch die Häufigkeit und das Fortbestehen 
der einzelnen Ablagerungsbereiche bedingt war, großen Ein- 
fluß. 



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207 



Zitteliana 


10 


207-244 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzgeschichte des basko- 

kantabrischen Kontinentalrandes 

während Kreide und Alttertiär^) 



Von 



JOST WIEDMANN, JOACHIM REITNER, THEODOR ENGESER & WOLFGANG SCHWENTKE^) 

Mit 18 Abbildungen und 1 Tabelle 



KURZFASSUNG 



Im Gegensatz zur Entwicklung des Nordatlantik folgt im 
Biskaya-Raum auf ein frühes Rift-Stadium in Permotrias und 
Lias (Redbeds und alkaliner Magmatismus, Evaporit- und 
?Schwarzscliiefer-Phase) zunächst ein Ruhestadium, das 
durch geringmächtige epikontinentale Jura-Entwicklung 
charakterisiert ist. Dafür vollziehen sich die folgenden Etap- 
pen der Graben- und Ozeanbildung beschleunigt ab oberstem 
Jura: 1. Delta-Phase (,,Wealden") an der Jura/Kreide-Gren- 
ze, Karbonatplattform-Phase (Urgon) in Apt und Unteralb, 
2. Delta-Phase (Supra-Urgon) mit starker Faziesdiversität 
(Deltas, Inselplattformen, Turbidite, alkalmer Magmatis- 
mus) des Minel- und Oberalb, Maximaltransgression oder 
Nivellierungsstadium mit pelagischer Fazies in Cenoman und 
Turon, 1. Regressions- und Kompressionsphase des Co- 
niac-Campan mit ersten Regressionen, einem Maximum der 
Faziesdiversität, aber auch siKkoklastischer Turbidit-Sedi- 
mentation in den Flyschtrögen und schließlich einer 2. Re- 
gressions- und Kompressionsphase (Maastricht-Eozän) mit 
ähnlichen Tendenzen, aber schließlich terminaler Heraushe- 
bung und Faltung an der Eozän/Oligozän-Grenze. Beide Re- 
gressionsphasen stehen in unmittelbarem Zusammenhang mit 
Subduktion und schließlich Kollision am S' Biskaya-Rand 
und in den Pyrenäen. Das Maximum oberkretazischen alkaU- 



nen Magmatismus fällt mit der Transgressionsphase zusam- 
men. Dieser phasenhafte Ablauf wird begleitet, kontrolliert 
oder überlagert von Spreading- Vorgängen in der Biskaya 
(Alb-Campan), einem globalen eustatischen Meeresspiegel- 
anstieg (Cenoman/Turon) und Distensions- und schließlich 
Kompressionsphasen mit jeweils stark ausgeprägtem Salzdia- 
pirismus. Dieser Diapirismus kann die Subsidenztendenzen 
in Einzeltrögen abwandeln. 

Die vorliegende Untersuchung möchte an Hand eines de- 
tailliert untersuchten Kontinentalrandes die Regelhaftigkeit 
von Subsidenzprozessen darstellen, aber auch gleichzeitig die 
Interaktionen regionaler Prozesse herausarbeiten, wobei 
auch der Zeitfaktor eine interessante Rolle spielt, um so nicht 
zuletzt auch generelle Krustenprozesse besser erfassen zu 
können, die sicher die beobachtete Regelhaftigkeit bedingen. 
Auf die besonders interessierende Frage der faunistisch/ flori- 
stischen Respons auf diese Prozesse wird, soweit möglich, 
eine Antwort versucht. 

Als Voraussetzung für diese Untersuchungen ist eine Dis- 
kussion der bisherigen plattentektonischen Modelle für die 
Biskaya-Öffnung erforderlich, denen ein abgewandeltes 
neues Modell gegenübergestellt wird. 



ABSTRACT 



In the Basco-Cantabrian region an early rifting stage in the 
Permo-Triassic and Liassic (with phases of red-bed Sedimen- 
tation and alkaline magmatism, evaporites and black sha- 
les[?]) is followed by a non-tectonic phase during Jurassic 
time, which is characterized by an epicontinental develop- 



' ) Pub!. Nr. 122 des Projektbereichs ,, Fossil-Vergesellschaftungen" 
im Sonderforschungsbereich 53 (,, Palökologie"). 

"■) Geologisch-Paläontologisches Institut der Universität, Sigwart- 
straße 10, D-7400 Tübingen 1. 



ment with reduced thicknesses. This Stands in contrast to the 
development of the central North Atlantic, where rifting 
continues. 

In the uppermost Jurassic of the Basco-Cantabrian region, 
subsidence is renewed by increasing distensive tectonics 
forming graben/horst structures and tilted blocks of the fu- 
ture margin. Now the following stages of facies development 
and subsidence are to be recognized: A first deltaic phase 
(,,Wealden") of Late Jurassic-Early Cretaceous age; an uni- 
form carbonate-platform phase (,,Urgonian") during Ap- 



208 



tian-Lower Albian; a second deltaic phase („supra-Urgo- 
nian") with pronounced facies differenciation (deltas, Island 
platfomis, turbidites, alcaline magmatism) of Middle-Upper 
Albian time; a phase of maximum transgression connected 
with uniform pelagic facies in the Cenomanian and Turonian 
(and the maximum of magmatism); a first regressive and com- 
pressive tectonic phase during Coniacian-Campanian time 
and with a maxmium of facies diversity (prograding deltas, si- 
licoclastic turbidites) and diapirism; and, finally, a second re- 
gressive phase with compressive tectonics (Maastrichtian-Eo- 
cene) leading to the final uplift at the Eocene/Oligocene 
boundary. Both regressive phases are closely related to sub- 
duction and collision along the southern Biscay shelf and in 
the Pyrenees. This multi-phased process is accompanied, 
controlled or superposed by spreading in the Biscay Ocean 
(Albian-Campanian), by global eustatic sea level increase 
(Cenomanian-Turonian) and pronounced sah diapirism. In 
some basins diapirism clearly modifies the general course of 
subsidence. 



The present paper tries to demonstrate the patterness of 
subsidence processes, based on the well studied southern Bis- 
cay margin. Furthermore, the interactions of regional local 
noise are to be stressed, the important factor of time is espe- 
cially considered, in order to obtain a better understanding of 
general crustal processes leading to the observed patterness. 
Questions coneerning faunal and floral response to these pro- 
cesses are discussed as far as possible. Moreover, these inve- 
stigations are based on a modified new plate tectonic model 
for the Biscay Ocean, the Pyrenees and the Iberian Plate. 



DANK 

Die Autoren danken der Deutschen Forschungsgemeinschaft für 
eine großzügige Unterstützung dieser Untersuchungen im Rahmen 
des Sonderforschungsbereichs 53 ,, Palökologie". Sie d.inken Prof. 
W. Frisch für wertvolle Diskussionen und Dipl.-Geol. H. D. Berg- 
ner für zeichnerische Hilfe. 



INHALT 



1 . Einleitung und Problemstellung 208 

2. Geodynamik der Iberischen Platte während Kreide und Alttertiär 212 

2. 1 Bisherige Arbeiten 212 

2.2 Rekonstruktion der Paläolage der Iberischen Platte 213 

2.3 Probleme der Subduktion 215 

3. Sedimentations- und Subsidenzphasen 216 

3.1 Megasequenz I, unterer Teil = 1. Delta-Phase/,, Wealden" 216 

3.2 Megasequenz 1, oberer Teil = Urgon-Karbonatplattfomi-Phase 219 

3.3 Megasequenz 2, untererTeil = 2. Delta-Phase 221 

3.4 Megasequenzen2 (oberer Teil)- 4 = Maximaltransgression und Regressions/Kompressionsphasen .. 224 

3.4.1 Becken von Vitoria 224 

3.4.2 Biskaya-Synkhnorium 226 

3.4.3 Deva- Synkline 228 

3.4.4 Becken von Altnavarra 230 

4. Diapirismus und Subsidenz des Basko-Kantabrikums 233 

4.1 DerCaniego-KalkalsDiapir-Riff 233 

4.2 Entwicklung des Estella-Diapirs 234 

5. Vergleichende Subsidenzgeschichte 236 

Literatur 242 



1. EINLEITUNG UND PROBLEMSTELLUNG 



Die bisherigen Bemühungen um eine vergleichende Subsi- 
denzgeschichte an passiven Kontinentalrändern (Wiedmann 
et al. 1978, 1982b, Jansa & Wiedmann 1982; Wiedmann 
1982a, 1982b) bestätigen nicht nur das Vorliegen der beob- 
achteten Phasenhaftigkeit dieses Prozesses, sondern gleich- 
zeitig auch eine weitgehende Unabhängigkeit vom Zeitfaktor. 
Während die ausgeschiedenen Sedimentations- und Subsi- 
denzphasen des Rifting und Spreading im Nordatlantik, z. B. 
am marokkanischen Kontinentalrand zumindest das gesamte 
Mesozoikum in Anspruch nehmen, sind sie an den Rändern 
des wesentlich jiingeren Südatlantik im wesentlichen auf die 
Kreide beschränkt. 

Im vorliegenden Beitrag konzentriert sich unser Interesse 
auf den Biskaya-Südrand, also auf ein Randmeer des Nordat- 



lantik, dessen Entwicklung in ihrem zeitlichen Ablauf deut- 
lich von der des Nordatlantik unterschieden ist. Zwar setzt 
auch hier das frühe Rifting mit den für dieses Stadium kenn- 
zeichnenden Redbeds und alkalinem Vulkanismus zeitgleich 
mit dem zentralen Graben in der Permotrias ein, es folgt auch 
noch synchron das für die Entwicklung der Schelfe wichtige 
Evaporit-Stadium des späten Rifting in Obertrias und Lias, 
dann aber weicht die Entwicklung beider Gebiete deutlich 
voneinander ab. Während im zentralen Nordatlantik Ober- 
lias und Dogger gekennzeichnet sind durch ein 1. Delta-Sta- 
dium, frühe Riff- Sedimentation und einsetzendes Spreading 
und während die gleichfalls signifikante Karbonatplattform- 
Phase die Entwicklung im Oberen Jura kennzeichnet, sta- 
gniert statt dessen die Evolution der Biskaya während des ge- 



209 




O 10 20 30 Km 
> I I I 



Abb. 1. Geologische Übersichtskarte des Basko-Kantabrikums und der N' Kehiberischen Ketten (aus 
WiEDMANN 1980). 



samten Jura. Flachmarine, epikontinentale Sedimente cha- 
rakterisieren Oberlias und Dogger in diesem Bereich, aus dem 
sich das Meer im Oberen Jura weitgehend zurückzieht. 

,, Jungkimmerische" Distensionstektonik, beginnende 
Salzbewegung und verstärkter terrigener Input kennzeichnen 
die Entwicklung der nordatlantischen Schelfe (Jansa & 
WiEDMANN 1982) im Grenzbereich Jura/Kreide und führen 
zur Beendigung einer 2. terminalen Riff-Phase, wie ausge- 
dehnter Karbonat-Sedimentation überhaupt. Zu diesem 
Zeitpunkt vollzieht sich in der Biskaya die Entwicklung eines 
Aulakogens, zunächst mit verstärkter Subsidenz im nördli- 
chen Parentis-Becken. 



Währenddessen verursachen die gleichen Bewegungen 
auch am Südrand ein Kippschollen-Mosaik, das sich in der 
späteren Becken- und Schwellengliederung der Küstenketten 
immer wieder durchpaust und das zunächst den Sockel für 
eine mächtige kontinentale, limnische bis brackische terrigene 
,,Wealden"-Sedimentation bildet. 

An diese 1 . Delta-Phase schließt sich bereits im Zeitraum 
Apt/Unteralb die Karbonatplattform-Phase des Urgon an, 
die sich nur lokal noch in höheres Alb fortsetzt: , , Austrische" 
Distensionstektonik im Grenzbereich Alb/Cenoman beendet 
schließlich die terminale Riff-Phase auf Kippschollen-Hochs 
(Reitner 1982) und führt gleichzeitig zu einem ersten deutli- 
chen Salinaraufstieg. 



210 



LOSA 
.„tc-^taCELTIBERIC EBRO-M LQS VALLEY 

M£^£I4^7flOL/GH 3::= , — ^^^PARAMOS - 



N 



MENA VALLEY 




10 20 30km 



CO '.-lOOOr 



2000m 



3000 m 



B 



ESTELLA 
DIAPIR 



EBRO i 



ALTNAVARRA B. 



AITZGORRI 
HIGH 



FLYSH TROUGH 



ZARAUZ 
DIAPIR 



N 




1000 m 



2000 m 



3000 m 



Abb. 2. Querprofile durch das westliche (A) und das östliche (B)basko-kantabrische Becken zur Zelt der 
Kreide/Tertiär-Grenze. Profillage A, B, s. Abb. 1. Raster: Salz; Cr,: Unterkreide. 



Die 2. Delta-Phase mit ihren mächtigen terrigenen Schüt- 
tungen hat auf dem nunmehrigen Biskaya-Südschelf ein 
Alb-Alter. Mit im Alb gleichfalls einsetzendem Spreading, 
alkahnem Magmatismus und vor allem mit der nächstfolgen- 
den Phase der Haupttransgression und Faziesnivellierung 
bzw. -pelagisierung ist bereits im Cenoman der Anschluß an 
die Entwicklung des zentralen Nordatlantik wiederherge- 
stellt. Die nun folgenden Stadien, gekennzeichnet durch Re- 
gressionen, verstärkten Diapirismus, einsetzende Kompres- 
sionstektonik, Faziesdiversität bis hin zur endgültigen Her- 
aushebung der Küstenketten durchlaufen beide Bereiche ge- 
meinsam. Auch hier haben wieder überregionale tektonische 
Events (,,subherzynische" oder ,,gosavische", ,, laramische" 
und schließlich ,,pyrenäische" Bewegungen) einen zumindest 
korrelativen Charakter. 

Doch nicht nur im geschilderten heterochronen Verlauf 
seiner Subsidenzphasen unterscheidet sich der Biskaya-Trog 
vom Nordatlantik. Ein gewichtiger weiterer Gegensatz be- 



steht in der wenigstens vorübergehenden Entwicklung einer 
Subduktionszone am Biskaya-Südrand im Grenzbereich 
Kreide/Tertiär. Hiermit und mit seiner Fortsetzung in das 
Pyrenäen-Orogen stellt der Biskaya-Südrand mit den Bas- 
ko-kantabrischen Küstenketten einen Übergang vom passi- 
ven zum aktiven Kontinentalrand dar. Diese Faktoren, aber 
auch die Faziesvielfalt von Sedimenten des ehemaligen Konti- 
nents bis zur Flysch-Sedimentation am Kontinentalrand, bei 
guten Aufschlußverhältnissen und mit reicher Fossilführung 
machen die Beschäftigung gerade mit dem basko-kantabri- 
schen Küstenbecken besonders reizvoll. 

Hinzu kommt, daß die stratigraphische Kontrolle der un- 
tersuchten Schichtfolgen durch eine Vielzahl von Vorarbeiten 
gewährleistet ist (Wiedmann 1960, 1962a, 1962b, 1964, 
1980a; Ramirez del Pozo 1971; Wiedmann & Kauffman 
1978). So können wir uns in der vorliegenden Untersuchung 
darauf beschränken, die sedimentären Großzyklen der bas- 
ko-kantabrischen Kreide-Entwicklung herauszustellen und 



211 



BAY OF BISCAY 




Diapirs ' ^ 



mKm 



Abb. 3. DIapirismus und großtektonischei 
1980a, Garcia Mondejar 1982). 



Bau der Basko-kantabrischen Ketten (nach WiEDMANN 



Dia 

1. 

2. 


pire von 
Ramales-Laredo 
Villasana de Mena 


3. 


Salinas de Rosi'o 


4. 


Poza de la Sal 


5. 


Salinillas de Bureba 


6. 


Orduna 


7. 
8. 


Baquio-Munguia 
Guernica 


9. 

10. 


Murguia 
Salinas de Anana 


11. 


Penacerrada 


12. 


Maestu 


13. 


Estella 


14. 


Alioz 


15. 


Salinas de Oro 


16. 


Uizurrun 



17. Atondo 

18. Echalecu 

19. Olagüe 

20. Mutiloa 

21. Zarauz 

22. Motrico 

23. Santander 

24. Comillas 

25. San Vicente de Barquera 

26. Trevifio 

27. Santa Cruz de Campezo 

28. Reinosa 

29. La Costana 

30. La Poblaciön 

31. Cilleruelo de Bezana 



ZU charakterisieren und schließlich mit den postulierten Sub- 
sidenzphasen zu vergleichen. 

Lage, geologischer Bau und tektonische Großgliederung 
des basko-kantabrischen Untersuchungsgebiets sind in 
Abb. 1 wiedergegeben. N-S-orientierte Querschnitte durch 
den W- und E-Teil dieses Gebiets sind - für das Ende der 
Kreide - aus Abb. 2 ablesbar. Im Gegensatz zu früheren Auf- 
fassungen (z. B. LoTZE 1955) werden Mächtigkeitsunter- 
schiede und Salzdiapirismus hier mit der Kippschollen-Tek- 
tonik des Untergrunds in Verbindung gebracht. Abb. 3 läßt 
den bestehenden Zusammenhang zwischen Diapirismus und 



Hauptstörungssystemen bzw. den wesentlichen tektonischen 
Achsen des Basko-Kantabrikums mühelos erkennen. In 
Abb. 4 schließlich sind die im folgenden verwandten Lokal- 
namen zusammengestellt. 

Der Fragenkomplex der Subsidenzgeschichte am Bis- 
kaya-Rand ist natürlich aufs engste verknüpft mit den Pro- 
blemen der Geometrie des sich bildenden Biskaya-Ozeans 
und der Geodynamik der Iberischen Platte. Da diese Pro- 
bleme noch immer kontrovers diskutien werden, ist es sinn- 
voll, vorab die eigene Position zu präzisieren. 



212 




Abb. 4. Oriemierungsskizze der benutzten Lokalitätsnamen. 



2. GEODYNAMIK DER IBERISCHEN PLATTE WÄHREND KREIDE 

UND ALTTERTIÄR 



2.1 BISHERIGE ARBEITEN 

Grundsätzlich ergeben sich zwei Möghchkeiten, die Paläo- 
lage der Iberischen Platte zu bestimmen und hieraus Anhalts- 
punkte für die Bildungsgeschichte des Biskaya-Ozeans zu 
gewinnen, nämlich über den , , Continental Fit" oder über den 
Fit der Magnetanomalien. Beide Wege wurden eingeschlagen 
und führten zu unterschiedlichen Ergebnissen, die bis in die 
Gegenwart kontrovers erörtert werden. Carey (1958), LePi- 
CHON et al. (1971), Montadert & Winnock (1971), Chouk- 
ROUNE et al. (1973), Williams (1975), Choukroune (1976), 
Ries (1978) und Frisch (1979) benutzten -als Exponenten des 
Continental Fit - unterschiedliche Isobathen-Linien für ihre 
Rekonstruktionen. Allerdings hält sich die Grenze kontinen- 
taler Kruste fast nie an bestimmte Isobathen und variiert au- 
ßerdem von Ozean zu Ozean. Auch lassen diese Modelle 
keine Lösungen für die komplizierte Entstehungsgeschichte 
der Pyrenäen erkennen, und schließlich haben Sedimenta- 
tionsgeschichte und Tektonik bei der Mehrzahl dieser Rekon- 
struktionen nicht ausreichend Berücksichtigung gefunden. 
Auf eine ausführliche Diskussion dieser Vorstellungen wird 
daher hier verzichtet. 



Demgegenüber wurden neue Vorstellungen von Kristof- 
fersen (1978) entwickelt und der Fit der Magnetanomalien 
zur Rekonstruktion der Paläolage der Iberischen Platte be- 
nutzt. Ein ähnliches Modell wurde 1979 von Sibuet & Ryan 
vorgelegt. Während diese beiden Modelle im Detail noch 
zahlreiche Unscharfen aufweisen - z. B. im Bereich der Pyre- 
näen -, stellen die jüngeren Modelle von Boillot (1981 ) und 
Grimaud et al. (1982) eine wesentliche Weiterentwicklung 
dar, an die hier unmittelbar angeknüpft werden kann. Da al- 
lerdings die Position der Iberischen Platte zur Zeit der ,,J- 
Anomalie" (Sibuet & Ryan 1979) bei Boillot unberücksich- 
tigt blieb, wird auch auf diese älteren Auffassungen im fol- 
genden einzugehen sein. 

Schon hier ist allerdings anzumerken, daß ein wesentlicher 
Unschärfefaktor beim Magnetanomalien-Fit in der Möglich- 
keit liegt, in gewissen Grenzen Verschiebungen parallel zu 
den Magnetanomalien vorzunehmen. Dies ist der Grund für 
die Rekonstruktion verschiedener Paläolagen trotz Berück- 
sichtigung gleicher Magnetanomalien. 



213 




Anomalie— J 




Rand, 



anüanoma- 




Abb. 5. Drei signifikante Entwicklungsstadien des Biskaya-Oze- 
ans. 



a) Vermutete „Prä-Drift" Position, „Anomalie-J 
lie von kontinentaler zu ozeanischer Kruste 

b) Paläoposition zur Zeit von A-33 mit ersten Kompressionsereignis- 
sen 

c) Subduktion und Kollision zur Zeit von A-17 
(Verändert nach BoiLLOT [1981] und Grimaud et al. [1982]). 
NAP: Nord-Amerikanische Platte, EP: Europäische Platte, IP: Ibe- 
rische Platte, PB: Parentis-Becken, LP: Landes-Plateau, CVM 
Cinco Villas-Massive (1: Rhune-Massiv, 2: Cinco Villas-Massiv, 3 
Aldudes-Massiv), GB: Galicia-Bank, BO: Biskaya-Ozean, NAO 
Nord-Atlantischer-Ozean, BG: Biskaya-Graben, BKB: Basko-kan- 
tabrisches Becken, LDB: Le Danois-Bank, ABH: Azoren-Bis- 
kaya-Hoch, PO: Pyrenäen-Ozean. 

1 ozeanische Kruste 

2 ergänzte ozeanische Kruste 

3 ,, ausgezogener" Schelf der Iberischen Platte 

4 palaeogeographische Ergänzung 
Parentis-Becken 
Landes-Plateau 
Basko-kantabrisches Becken 

3 Subduktions- bzw. Kompressionszone 

6 Magnetanomalien auf der Iberischen Platte 

7 Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen Platte 

8 Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen und Europäischen 
Plane 



2.2 REKONSTRUKTION DER PALÄOLAGE DER 
IBERISCHEN PLATTE 

SiBUET & Ryan (1979) haben als älteste ,, Magnetanomalie" 
entlang der W-Küste der Iberischen Platte und der E-Küste 
Neufundlands die sogen. ,,J-Anomalie" verwandt, für die ein 
Oberapt-Alter angenommen wurde. In Kristoffersen (1978), 
MoNT ÄDERT et al. (1979a, 1979b) und Naylor & Shannon 
(1982) ist diese jedoch - im E von Flemish Cap und Orphan 
KnoU bzw. im W von Porcupine Ridge und Goban Spur- als 
Ozean/Kontinent-Grenze interpretiert. Dieser Auffassung 
wird hier gefolgt, da sie durch DSDP-Bohrungen und seismi- 
sche Profile hinreichend belegt ist (Abb. 5a). Außerdem wird 
die gleiche Interpretation auch auf die ,,J-AnomaIie" vor 
Spanien und Neufundland übertragen. Damit aber fällt der 
Zeitpunkt der Trennung der Lithosphärenplatten in die lange 
Normalperiode der ,,Mid-Cretaceous Magnetic Quiet Zone" 
(A-34, Unterapt-Obersanton, korrigiertes Alter n. Krumsiek 
1982), so daß zur Ermittlung des Spreading-Beginns zwi- 
schen Neufundland und Iberischer Halbinsel fazielle Krite- 



rien herangezogen werden müssen. Es kann damit gerechnet 
werden, daß sich diese Trennung auch auf den Schelfen und 
ihren Liefergebieten tektono-faziell bemerkbar machte. Ein 
entsprechend deutlicher sedimentärer Umbruch ist auf den 
Grand Banks vor Neufundland etwa im Minelapt erkennbar 
(Naylor & Shannon 1982), womit sich also ein etwas jünge- 
res Alter für den Spreading-Beginn ergeben würde. Für die- 
sen Zeitpunkt (Abb. 5a) wird hier eine Paläolage der Iberi- 
schen Platte mit der Galicia-Bank im SW von Flemish Cap 
angenommen. Diese Lage weicht von der von Sibuet & Ryan 
(1979) postulierten weiter N' Paläolage der Iberischen Platte 
ab, die den für die Pyrenäen erforderlichen Raum unberück- 
sichtigt läßt. Dies ist von Bedeutung, da die Kruste in den Py- 
renäen stark komprimiert ist. 

Die Position der Europäischen Platte relativ zur Amerika- 
nischen und Iberischen Platte wird durch die Charlie- 
Gibbs-Fault im N und die Kontinent/Ozean-Grenze 
(,, Randanomalie") vor der Goban Spur und Flemish Cap 
festgelegt. Die entstehende Lücke zwischen Europäischer 



214 



N 




10 



Nördlicher Kontinentalrand 
Holozän 



Le Danois Bank 

r 





10 Südlicher Kontinentalrand 
^ Maastricht- 

Obereozän 




N 



Pyrenäen 
Holozän 



JR82 



Abb. 6. Kontinentalrandtypen, Krustenstruktur und Subduktion. Kontinentalrand-Typen des Bis- 

kaya-Ozeans (a, b) 

Krustenstruktur im zentralen Pyrenäenbereich (c) 

Subduktions- und Kollisionsschema im Pyrenäenbereich (d) 

(a. verändert nach MONTADERT et al. [1979a] 

b. verändert nach BoiLLOT et al. [1979] 

c. verändert nach Daignieres et al. [198 1|). 

NPS: Nord-Pyrenäen-Störung, NPÜ: Nord-Pyrenäen-Überschiebung, IP: Iberische Platte, EP: Europä- 
ische Platte, PY: Pyrenäen. PO: Pyrenäen-Ozean. 

1 kontinentale Kruste 

2 ozeanische Kruste 

3 Sedimente 

4 Akkretionskeil 



215 



und Iberischer Platte kann im NW durch die Entzerrung des 
heute stark komprimierten Schelfs geschlossen werden. 

Für die endgültige Trennung der Lithosphärenplatten und 
die Produktion ozeanischer Kruste in der Biskaya gibt es 
ebenfalls keine direkten Hinweise durch Magnetanomalien. 
Auch sie fällt in die Quiet Zone der Anomalie 34. Ein Um- 
bruch der Sedimentation ist aber auch hier etwa im Mittelalb 
erkennbar. Im Bereich der Kippschollen und Halbgräben der 
Kontinentalränder kommt es zu einer raschen Zunahme der 
Subsidenz (s. u., Abb. 17) und zu erstem Diapirismus. Her- 
aushebung des Hinterlandes führt gleichzeitig zum Progra- 
dieren mächtiger Delta-Systeme und damit ebenfalls zur Be- 
endigung der Karbonatplattform-Entwicklung des Urgo-Apt 
(s. Str.). In den französischen West- und Zentralpyrenäen 
wird „Wildflysch" sedimentiert bei gleichzeitiger In- und 
Extrusion alkaliner Magmen. 

Aus diesen Beobachtungen wird hier der Spreading-Beginn 
des E' Biskaya-Ozeans in den Zeitraum Mittel/Oberalb ge- 
legt. Eine ähnliche Datierung wurde bereits von Ries (1978) 
vorgenommen, während Montadert et al. (1979a, 1979b) für 
den W Teil des Biskaya-Ozeans zu einem Oberapt/Unter- 
alb-Alter gelangten. Demgegenüber besteht größere Über- 
einstimmung bei den bisherigen Versuchen, das Spreading- 
Ende im Biskaya-Ozean zu datieren. So besteht Überein- 
stimmung darüber, daß lediglich Anomaiie-34 (reversed) in 
die Biskaya hineinreicht. Für sie wird ein untercampanes Al- 
ter angenommen (Alvarez et al. 1978). Da allerdings zwi- 
schen den beiden Anomalien noch ein Streifen ozeanischer 
Kruste liegt, ist das Spreading-Ende mit post- A-34 (reversed) 
und prä-A-33 (reversed) zu parallelisieren. Dies ergibt etwa 
Unteres Obercampan. Dieses Alter stimmt wiederum mit den 
Sedimentationsverhältnissen am Südschelf gut überein. Hier 
herrschen seit dem Mittelcenoman pelagische Verhältnisse 
vor, die sich ab Mittelcampan grundlegend ändern. Auf dem 
Nordschelf setzt die Sedimentation nach längerer Unterbre- 
chung wieder ein. 

Lage der Iberischen Platte und Öffnung der Biskaya zum 
Zeitpunkt der Anomalie-33 sind aus Abb. 5b ablesbar. 

Mit zwei Kompressionsphasen schließt die Subsidenzge- 
schichte am Biskaya-Südrand weitgehend ab. Im Ober- 
campan einsetzende grobklastische Schüttungen auf dem 
Südschelf können auf die erste kompressive Phase zurückge- 
führt werden (Boillot et al. 1979, Boillot 1981, Grimaud et 
al. 1982). Sie findet eine mögliche Entsprechung in einer weit- 
verbreiteten Diskordanz zwischen Santon und Campan und 
teilweisem Fehlen des Untercampan in den Pyrenäen (Rica- 
TEAU & ViLLEMiN 1973). Auch hier kommt es in der Folge zur 
Sedimentation grobsandiger Turbidite, zur Brekzienbildung 
und zu verstärktem Diapirismus. Als Ursache kann begin- 
nende Subduktion am Biskaya-Südrand und in den Pyrenäen 
angenommen werden. 

Der Zeitpunkt der folgenden Kollision und des Endes der 
Subduktion ist durch Magnetanomalien im Nordatlantik rela- 
tiv exakt datierbar. Im Azoren-Biskaya-Rücken wurden alle 
Anomalien bis zu A-18 von einer zweiten jüngeren kompres- 
siven Tektonik erfaßt (Grimaud et al. 1982). Dies entspricht 



etwa Mittlerem Eozän und ist mit einem erneuten sedimentä- 
ren Umbruch in der Biskaya, den Pyrenäen und den jeweili- 
gen Randgebieten parallelisierbar. 

Abb. 5c gibt die Paläogeographie zur Zeit von A- 1 7 in ent- 
sprechend korrigierter Form wieder. 



2.3 PROBLEME DER SUBDUKTION 

Nach den von Boillot et al. (1979) und Daignieres et al. 
(1981) publizierten seismischen Profilen muß in den Pyrenäen 
und am Biskaya-Südrand ab Obercampan mit Subduktions- 
erscheinungen gerechnet werden. Für die Biskaya kann ein 
S-Einfallen der Subduktionsfläche ohne Schwierigkeit rekon- 
struiert werden (Boillot et al. 1979; hier Abb. 6b). Daß sich 
die gleiche Einfallsrichtung der Subduktionsfläche in die Py- 
renäen hinein fortsetzt (Grimaud et al. 1982), ist allerdings 
nach den seismischen Profilen von Daignieres et al. (1981) 
unwahrscheinlich . 

Die Krustendicke südlich der Nordpyrenäen-Störung 
(= Iberische Platte) ist mit 40-50 km Dicke erheblich mäch- 
tiger als die Kruste nördlich dieser Störung mit etwa 
25-30 km Dicke (= Europäische Platte). Dieser Sprung in 
der Moho (Abb. 6c, 6d) ist auf obduzierte kontinentale Kru- 
ste bei einer Kontinent/Kontinent-Kollision zurückzufüh- 
ren. Die zugrundeliegende Subduktionsfläche kann dabei nur 
nachN eingefallen sein (vgl. Giese & Reuther 1978: 584; hier 
Abb. 6d). Diese unterschiedliche Einfallsrichtung erklärt nun 
auch die riesigen Gleitdecken und den weiten Transport in 
den Südpyrenäen gegenüber relativ geringen Überschie- 
bungsweiten im Bereich der Nordpyrenäen. Aufgrund des 
unterschiedlichen Einfallens der Subduktionsflächen in Bis- 
kaya und Pyrenäen muß ein Sprung (,,Flip") der Einfallsrich- 
tungen im Bereich des Cinco-Villas-Massivs (Abb. 5c) ange- 
nommen werden. Unterstützt wird diese Annahme durch an- 
omale Krustengeschwindigkeiten (6,4-6,7 gegenüber 
6,2-6,3), ein deutliches Schwere-Hoch (Daignieres et al. 
1981) und einen Sprung in der Moho der Cinco-Villas-Mi- 
kroplatte auf Werte von 25-30 km (gegenüber 40-50 km in 
den zentralen Pyrenäen). In Aufschlüssen äußert sich das 
Schwere-Hoch durch an Störungsflächen hochgepreßte Ul- 
trabasite (Lherzolite und Harzburgite), die oberem Mantel- 
material entsprechen. 

Ein ungefährer Wen für die Breite subduzierter ozea- 
nischer Kruste des Biskaya-Ozeans ergibt sich aus ihrer 
Asymmetrie. So ist der südlich des Rückens gelegene Teil um 
etwa 130 km kürzer als der nördliche Teil. Der anschließende 
Schelf der Iberischen Platte ist durch Kompression um etwa 
die Hälfte verkürzt, verglichen mit dem am Biskaya-Nord- 
rand (Abb. 6a) noch erhaltenen, durch Kippschollen ausge- 
dünnten Schelf. Daß diese Werte bei der Rekonstruktion der 
Paläo-Lage der Iberischen Platte zur Zeit der maximalen 
Ausdehnung des Biskaya-Ozeans zu berücksichtigen sind 
(Abb. 5), wurde bei den bisherigen Biskaya-Modellen nicht 
beachtet. 



216 



3. SEDIMENTATIONS- UND SUBSIDENZPHASEN 



Die kretazische Subsidenzgeschichte des Biskaya-Süd- 
schelfs spiegelt sich besonders deutlich in vier sedimentären 
Megasequenzen wider. Diese bieten sich damit für die Be- 
schreibung dieses Prozesses an. Aus der folgenden Zusam- 
menstellung ergibt sich die stratigraphische Reichweite dieser 
Sequenzen: 

4. Megasequenz: Maastricht - Eozän 

3. Megasequenz: Coniac - Campan 

2. Megasequenz: Mittelalb - Turon 

1. Megasequenz: (Oxford- )Tithon - Unteralb. 

Dabei wird deutlich, daß die Sequenzen eine recht unter- 
schiedliche absolute Zeitdauer umfassen. 

Bei der Beschreibung der Megasequenzen muß eine Be- 
schrankung auf die Grundzüge der Lithologie und die signifi- 
kanten Faunen- und Florenelemente erfolgen. Die Mächtig- 
keitsangaben entsprechen Mittelwerten. Gleichzeitig wird 
versucht, die mikrofaziellen Grundtypen zur Darstellung zu 
bringen. Aus der Summe der vorliegenden faziellen und fau- 
nistisch/ floristischen Daten wird schließlich versucht, das je- 
weilige Environment, insbesondere die Paläobathymetrie zu 
rekonstruieren. 



3.1 MEGASEQUENZ 1, UNTERER TEIL = 
1. DELTA-PHASE/„WEALDEN" 

(Abb. 7) 

Der untere Teil der Megasequenz 1 , in dem es zur Bildung 
einer Wealden-ähnlichen Sedimentation kommt, hat sowohl 
große regionale Verbreitung als auch die längste stratigraphi- 
sche Reichweite. Diese umfaßt nicht nur Teile des höheren 
Jura, sondern fast die gesamte Unterkreide. Regional er- 
streckt sie sich über den Gesamtraum der Basko-kantabri- 
schen Ketten hinweg bis in die N' Keltiberischen Ketten. Die 
Sedimentfolge wird aus drei, im N der Provinz Burgos sogar 
aus vier Einzelzyklen aufgebaut, die zunächst mit grobklasti- 
schen, meist fluviatilen Schüttungen beginnen, welche "Fin- 
ing upward" zeigen und schließlich in limnische, brackische 
und teilweise sogar flachmarine Karbonate übergehen. Das 
Auflager der Einzelzyklen ist stets diskordant, ihre überre- 
gionale Korrelation nicht immer gewährleistet. 

Einen wesentlichen Fortschritt in der Datierung und paläo- 
geographischen Interpretation dieser ,,Wealden"-Megase- 
quenz brachte die Bearbeitung der Ostrakoden und Charo- 
phyten durch Brenner ( 1 976). Die in der vorliegenden Unter- 
suchung herausgestellte ,,Wealden"-Entwicklung der südli- 
chen Provinz Santander wurde in der Folge von Rat (1962), 
Ramirez DEL Pozo (1969) und Brenner (1972) vor allem von 
PujALTE (1981) eingehender untersucht. Im Bereich des varis- 
zischen Las Caldas-Sattels oder Cabuerniga-Rückens 
(Abb. 4) streichen hier ,,Wealden"-Sedimente flächenhaft 
aus und erreichen Mächtigkeiten von etwa 2000 m. Sie lassen 
sich nach Pujalte in drei Einzelzyklen gliedern, die dem Zeit- 
raum Tithon-Barreme entsprechen dürften. Diesem Komplex 
ist jedoch weiter im S, im Räume Sedano-Aguilar de Campöo 
(Prov. Burgos) ein weiterer ,,'Wealden"-Zyklus vorgeschal- 
tet, der hier marinem Callov auflagert und Oxford-Kimme- 



ridge-Alter besitzt (Brenner & Wiedmann 1975, Abb. 2). 
Auch er beginnt mit groben Kongiomeratschüttungen, die in 
kreuzgeschichtete fluviatile Sande übergehen und schließlich 
von limnischen Kalken und Mergeln mit Ostrakoden überla- 



1 


Kalk 


1 


1 




1 




3. ic= 


Riffk.ilk 


'T*--rt'' 




:j 0.» 




*V^ 




- — •~r • 




1 




• 1 








\ V X 


Dolomit 


W \ 


,\N N 






Konglomerat 




Sandstein 




Ton 


-S= 


Mergel (mit Sidentknollen) 




klastische Turbidite 


'.■-' ■■ ■ 










Kalkturbidite 


^:'' .J}'^.- 


Oljix^ 




V 


Vulk.inite 


o o 


Pillow-Laven 


o o 




V 


Salze 


O 


Requicnide Rudisten 


(7) 


Caprinide Rudisten 




Radioliten 


® 


Korallen 





Ammoniten 


^ 


Gastropoden 


ö 


Schwämme 


/^ 


Echiniden 


^ 


Inoceramen 


© 


Ostrakoden 


-^^^ 


Orbitolinen 


^ 


Orbitoide Großforaminiferen 


n 


Miliolide Großforaminiferen 



o 



Miliolide Foraminiferen 

Planktonische Foraminiferen 
Caicisphaeren 




Abb. 7. Repräsentatives ,,Wealden"-Profil aus dem Raum von Santander (Verändert nach PujALTE 
1981). 

1; fluviatil 3: brackisch 5: flaches Subtidal 

2: lakustrin 4: intertidal 6: tiefes Subtidal 



218 



gen werden. Diese basale „Aguilar de Campöo-Formation" 
(Brenner & Wiedmann 1975) gelangte in einem frühen, 
NW-SE-streichenden Grabensystem zur Ablagerung, das 
gleichzeitig in Richtung der maximalen ,,Wealden"-Mäch- 
tigkeiten in den Keltiberischen Ketten weist (nach Tischer 
1967 mehr als 6000 m). 

Im Bereich der südlichen Provinz Santander (Abb. 7) be- 
sitzt der 1. ,,Wealden"-Zyklus (,,Cabuerniga-Gruppe", Pu- 
JMTE 1981) bereits Tithon-Valangin-Alter (vgl. auch Reitner 
& Wiedmann 1982: 65). Er entspricht damit bereits dem 
2. Zyklus des Raumes Sedano und läßt damit ein Progradie- 
ren der Delta-Systeme nach N, also in Richtung auf die ent- 
stehende Biskaya erkennen. 

Ebenfalls auf marinem Callov beginnt die Sedimentation 
der Cabuerniga-Gruppe zunächst mit einem alluvialen Zy- 
klus, der aus groben Gerollen, kreuzgeschichteten Sandstei- 
nen, Silten und Tonen aufgebaut ist. Die sedimentären Klein- 
zyklen dieser ,,Saia-Formation" (Pujalte 1981) lassen "Fin- 
ing upward"- und "Thinning upward"-Sequenzen erkennen 
und weisen - ebenso wie ,,low Sinuosity"-Schrägschichtun- 
gen - auf das Rinnensystem eines Inselflusses hin. In Stillwas- 
serbereichen finden sich gehäuft Süßwasser-Ostrakoden 
(Darwinula) und Charophyten-Ooogonien. Als Alter dieser 
Folge kann Tithon vermutet werden. 

Die voi-wiegend fluviatile Saja-Formation wird von einem 
2. Zyklus (,,Cabuerniga-Formation", Pujalte 1981) abge- 
löst, der mit einem brackischen Ostrakoden-Mudstone ein- 
setzt (Abb. 7. 1 ). Diese Phase dürfte dem Theriosynoecum fit- 
toni-Event (vgl. Brenner & Wiedmann 1975) entsprechen, 
der eine Datierung als Berrias und Parallelisierungen bis in die 
Keltiberischen Ketten hinein ermöglicht. Ihm folgen die 
Kalkarenite der vollmarinen ,,Bryozoen-Schichten", die ne- 
ben Bryozoen-Rudstones (Abb. 7.2) vor allem auch Algen- 
knollen-Kalke (Abb. 7.4) enthalten und damit neben stenoha- 
linen Organismen auch brachyhaline Formengruppen enthal- 
ten (u. a. Ostreen, Serpuliden, Iberinen). Diese marine In- 
gression ist mit dem Schulendea-Evem im Räume Sedano 
korrelierbar (Brenner & Wiedmann 1975, Abb. 2) und in 
mariner Entwicklung bis in die Keltiberischen Ketten hinein 
nachweisbar (,,Talveila Formation", Brenner & Wiedmann 
1975: 127). Dieser Event hat Valangin-Alter. 

Im "Wealden" von Santander folgt hierauf ein 2. vollstän- 
diger Zyklus (,, Pas-Gruppe" p. p., Pujalte 1981), wiederum 
zunächst mit einer fluviatilen Sequenz (,,Barcena-Forma- 
tion"). Hier dürfte allerdings ein Mäander-Flußsystem vor- 
gelegen haben, dessen Rinnensystem "high Sinuosity" zeigt. 
Es folgen wiederum limnische Serien mit reicher Gastropo- 
denführung („Viviparus-Schichten") und mit Ostrako- 
den-MudstonesundCharophyten-Wackestones (Abb. 7.1 u. 
7.3). Der obere Teil dieser ,,Vega de Pas-Formation" (Pu- 
jalte 1981) wird schließlich vom "Wealden Rouge" (Rat 
1963: 455) gebildet, einer Fan-Fazies, deren Rotfärbung auf 
einen Übergang zu ariderem Klima hindeuten soll. Es domi- 
nieren tonig-siltige Sedimente des Wattbereichs neben fluvia- 
tilen Sanden und Sandsteinen mit "high Sinuosity"-Rinnen. 
Dieser Zyklus dürfte etwa Hauterive-Alter entsprechen. 

Die "Wealden"-Sedimentation wird abgeschlossen mit ei- 
nem unvollständigen 3. Zyklus (,,Rio Yera-Formation", Pu- 
jalte 1981) mit fluviatilen Sanden und Sandsteinen, die wie- 
der die typischen "low Sinuosity"-Rinnensysteme eines In- 



selflusses aufweisen. Diese Serie läßt keine Rotfärbung mehr 
erkennen. Sie wird überlagert von intertidalen und rezifalen 
Sedimenten der folgenden Urgon-Fazies und dürfte damit 
etwa Barreme entsprechen. 

Der hier behandelte tiefere Teil der Megasequenz 1, die 
sich ± kontinuierlich in die folgende Urgon-Fazies fortsetzt, 
entspricht damit gleichzeitig der , , 1 . Delta-Phase" der Subsi- 
denzgeschichte (Wiedmann 1982a, 1982b). Das Fehlen einer 
jurassischen Vorgeschichte und die progradierende Verlage- 
rung der einzelnen Delta-Systeme und damit auch Mächtig- 
keiten machen deutlich, daß für die Initialentwicklung des 
Biskaya-Kontinentalrandes "sedimentary Onload" (Dietz 
1952, Bott 1980) nicht verantwortlich gemacht werden kann. 
Distensionstektonik und ein resultierendes Graben/Horst- 
bzw. Kippschollenrelief (z. B. Cabuerniga-Hoch) waren 
zweifellos vorgegeben und einzelne Horste auch bereits als 
Sedimentlieferanten erkennbar. Die charakteristische Zu- 
nahme terrigener Schüttungen wird durch resultierende Re- 
liefversteilung ausreichend erklärt. Damit kann Mantel-Do- 
ming im Sinne der ,, Thermal Hypothesis" (Sleep 1971) auch 
für die Bildung des Biskaya-Grabens angenommen werden. 

Inwieweit der mit dem Doming verbundene Streß von der konti- 
nentalen Kruste aufgenommen wird oder es zu einem ± weitgespann- 
ten Plate-Tilting kommen kann, bedarf weiterer Überlegungen und 
Untersuchungen. Immerhin ist bemerkenswert, dal? der ersten zu 
beobachtenden Aufwölbung und Grabenbildung im Südatlantik 
während des höchsten Jura marine Transgressionen sowohl am ost- 
afrikanischen Kontinentalrand als auch der Begmn des jungmesozoi- 
schen marinen Zyklus der Anden entspricht (WiEDMANN 1980b, 
1982c). Entsprechendes ist an der Iberischen Platte zu beobachten, 
wo ebenfalls dem Riftstadium der Biskaya im N ein transgressives 
Peak der Entwicklung am prä/subbetischen Südrand entspricht 
(Wiedmann 1965, Allemann et al. 1975). 

Eine Komplikation der Biskaya-Entwicklung stellt aller- 
dings das Aulakogen-Stadium dar mit der Herausbildung des 
Parentis-Beckens im NE (Winnock 1971) und der Anlage ei- 
nes weiteren Grabensystems im S des Landes-Hochs, dem 
basko-kantabrischen Becken. 

Bemerkenswert ist auch die überregionale Häufung disten- 
siver Tektonik im Grenzbereich Jura/Kreide, die damit an 
Stilles (1924) in anderem Sinne gebrauchte ,,jungkimmeri- 
sche Phase" erinnert. Sie findet sich nicht nur in weiter Ver- 
breitung an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa & Wied- 
mann 1982), sondern auch im zentralen Graben des Südatlan- 
tik (Wiedmann 1980b), ebenso wie auch im Mediterran 
(Wiedmann et al. 1982c). Ihre Auswirkungen sind dabei recht 
unterschiedlicher Art: beginnende Graben-Entwicklung in 
Biskaya und Südatlantik, Beendigung der Karbonatplatt- 
form-Entwicklung am marokkanischen Schelf (Wiedmann et 
al. 1982c), beginnender Salzdiapirismus an den nordatlanti- 
schen Kontinentalrändem, aber auch in NW-Deutschland, 
Beendigung karbonatischer Beckensedimentation im Medi- 
terran und eventuell auch flachmarine Transgressionen und 
andesitischerMagmatismus in den Anden (Wiedmann 1980b, 
Brandt et al. in Druckvorber.). Im Bereich des zentralen Bis- 
kaya-Rifts stellen sich mit dem Thhon bereits die ersten pela- 
gischen Becken-Sedimente ein (Calpionellen-Fazies, Durand 
Delga et al. 1973), am entstehenden Südschelf werden die 
teilweise beträchtlichen Subsidenzraten von der terrigenen 
Sedimentation ± ausgeglichen. Diapirismus ist zu diesem 
Zeitpunkt im basko-kantabrischen Raum noch nicht erkenn- 
bar, an der Sedimentation im Schelfbereich daher auch nicht 



219 



beteiligt. Es kann jedoch vermutet werden, daß die Salzbewe- 
gung mit den jungkimmerischen Bewegungen auch hier in 
Gang gesetzt wurde. 

Die Biota - insbesondere Mikrobiota - werden durch die 
für den Übergangsbereich kontinental/marin charakteristi- 
schen Organismengruppen ausgefüllt: Cyanophyceen, Cha- 
rophyten, Ostrakoden, Serpuliden, Mollusken, Bryozoen. 
Sie sind naturgemäß auf die Bereiche der Mud-, Silt- und Kar- 
bonat-Sedimentation beschränkt, finden sich hier aber teil- 
weise in überraschender Dichte, was die Bildung von Erdöl- 
muttergesteinen begünstigt hat (z. B. ölfeld von Ayoluengo 
bei Sedano, Prov. Burgos). Einschneidende Zäsuren der or- 
ganischen Entwicklung sind weder an den Grenzen der Ein- 
zelzyklen, noch an der ,,Wealden"-Obergrenze erkennbar. 



3.2 MEGASEQUENZ 1, OBERER TEIL = 
URGON-KARBONATPLATTFORM-PHASE 

(Abb. 8) 

Im oberen Teil der Megasequenz 1 wird die bisherige 
,,Wealden"-Sedimentation von weitaushaltenden Karbonat- 
plattformen abgelöst. Diese karbonat-dominierte Urgon-Fa- 
zies ist jedoch auf den Nordteil der Basko-kantabrischen Ket- 
ten beschränkt, während im S und in den nördlichen Keltibe- 
rischen Ketten im entsprechenden Zeitraum (Apt-Unteralb) 
nicht sedimentiert wurde bzw. lokal geringmächtige Weal- 
den-ähnliche Sedimentation anhielt. Die Urgon-Phase gehört 
zu den bestuntersuchten des Basko-Kantabrikums (Rat 1959, 
Ramirezdel Pozo 1971, Pascal 1976, 1982, Garcia Monde- 
jAR 1979, Rat & Pascal 1979). Sie ist wiederum in drei Ein- 
zelzyklen gliederbar, die allerdings nicht überall vollständig 
entwickelt sind. 

Das 1. Urgonstadium entspricht etwa Unterem Apt (Be- 
doul). Hier hält der feinklastische Sedimentationscharakter 
als wichtiger ökologischer Faktor zunächst noch an. Dies hat 
zur Folge, daß sich im Bereich der entstehenden Plattformen 
zunächst nur Organismen ansiedeln können, die keine be- 
sonderen Ansprüche an ihr Environment stellen. Es sind dies 
in erster Linie dickschalige Rudisten (Monopleura, Toucasia: 
Abb. 8.3), die Stillwasser-Bioherme bilden. Hervorragend 
aufgeschlossen findet sich dieser Faziestyp in den- Steinbrü- 
chen bei Ereno (Guernica, Prov. Biskaya). Daneben finden 
sich insbesondere Großforaminiferen (Pal-, Praeorbitolina, 
Iraqia: Abb. 8a), aber auch agglutinierende Kleinforaminife- 
ren (Textulariiden, Ataxophragmiiden: Sahaudia minuta, Li- 
tuoliden: Pseudocyclammina), Dasycladaceen (Salpingopo- 
rella, Cylindroporella: Abb. 8.2) und Cyanophyceen mit ver- 
kalkenden Zellfäden (Cayeuxia: vgl. Abb. 7.4). Hermarype 
dendroide Korallen treten nur untergeordnet in Bankfazien 
an den Plattformrändern auf, meist vergesellschaftet mit 
Stromatoporen, krustosen Squamariaceen (Ethelia alba), 
Austern u. a. Ein solcher Plattformrand ist besonders gut am 
Westrand des Aitzgorri-Massivs entwickelt. 

Ein weiteres Charakteristikum des 1. Urgonstadiums ist 
seine Fazieskonstanz. Die unterschiedlichen Mikrofazies- 
Typen (Abb. 8) finden sich in weiter Verbreitung, wobei 
hoch-energetische Fazien (Grainstones, Rudstones) weitge- 
hend fehlen und Mikritfazien zusammen mit Bafflestones 
(Rudisten-Stillwasser-Bioherme) überwiegen. Neben den 



dargestellten Faziestypen wären noch Milioliden-Wacke- 
und Packstones und Dasycladaceen-Mudstones zu nennen. 

Dieser Faziestyp hat seine größte regionale Verbreitung in 
den NW' Basko-kantabrischen Ketten (G.arcia Mondejar 
1979). Die meist weitaushaltenden und zum Teil restriktiven 
Karbonatplatrform-Lagunen gehen lateral in flachmarine 
Beckenfazies über, die zum Teil euxinischen Charakter be- 
sitzt. Hier handelt es sich um gebankte, stark tonige Mudsto- 
nes mit gelegentlicher Ammonitenführung (,,Parahoplites- 
Schichten": Deshayesites) und Ostrakoden. Seine größte 
Ausdehnung und Mächtigkeit besitzt dieses erste Urgonsta- 
dium im Bereich der Biskaya-Synkline (Abb. 3), aus der Riff- 
karbonate nur als Ausnahme bekannt sind. Diese Ausnahme 
ist eine kleine Karbonatplattform bei Mutiloa im N des Aitz- 
gorri-Massivs. Aus Reflexionsseismik undunveröff. Bohrda- 
ten ergibt sich, daß es sich um eine Brachyantikline handelt, 
die im Kern Keupersalz enthält. Diese kleine Plattform liefert 
damit den frühesten Nachweis von Salzdiapirismus im bas- 
ko-kantabrischen Raum. 

Mit Ende des Unterapt kommt es zu verstärkter Dehnungs- 
tektonik, die zum Zerbrechen der Unterapt-Plattformen 
führt. Das Horst/Graben- und Kippschollen-Relief wird ver- 
stärkt, und es kommt erneut zu grobklastischen, zum Teil 
deltaischen Schüttungen (,,Landa-Sandstein") aus dem SW 
Meseta-Festland. Dies ist der Beginn des 2. Urgonstadiums, 
das Mittlerem Apt (Gargas) entsprechen dürfte und das zu- 
nächst zu einer Verschüttung küstennaher Plattformen fühn, 
aber auch zu Verkarstung, Dolomitisation und Sulfidverer- 
zung (z.B. Reocin b. Santander) im Bereich der Kippschollen 
und Horste. Auf exponierten Horsten und Kippschollen 
kann es zur Bildung kleinerer Inselplattformen mit hermaty- 
pen Korallen-Framestones (Abb. 8.4) und zentralen La- 
gunen. Neben den bereits im Unterapt verbreiteten Vergesell- 
schaftungen und Fazien ist vor aUem die Riffkern-Fazies cha- 
rakterisiert durch hermatype plattige Korallen: Microsolena 
u. a., V.m%Xost Cor AlmAceen: Archaeolithothamnium, Calci- 
spongien und Chaetetiden. Bei den Großforaminiferen ist das 
Einsetzen von Mesorbitolina auffallend, bei den Rudisten das 
caprinuloider Formen (Polyconites). In den Zwischenriff-Be- 
reichen bleibt die ,,Parahoplites"-¥azies erhalten, allerdings 
nun mit ersten planktonischen Foraminiferen. 

Die Plattformen des 2. Urgonstadiums sind vor allem im 
NE der Basko-kantabrischen Ketten (Txindoki, Sierra de 
Aralar, Aitzgorri p. p.) verbreitet. 

Das nächstfolgende 3. Urgonstadium ist durch das Nach- 
lassen der grobklastischen Sedimentation bei gleichzeitig an- 
haltender tektonischer Aktivität gekennzeichnet. Dies führt 
zu einem Wiedereinsetzen der Plattform-Fazien im Küsten- 
bereich, während die Inselplattformen weiterhin persistieren. 
Die Organismen-Vergesellschaftung des Mittelapt bleibt im 
wesentlichen erhalten. Allerdings entwickeln sich als neues 
Florenelement in größerem Umfang artikulare Rotalgen: Pa- 
raphyllum (,,Vimport-Flora"). Bei den Sandschalern kommt 
es zur Entwicklung komplizierter Lituoliden (Pseudochoffa- 
tella), bei den Orbitolinen überwiegen wieder einfachere 
Formen Simplorbitolina) ■ Leitformen liefern außerdem die 
jetzt häufigeren planktonischen Foraminiferen (Leupoldina, 
Globigerinelloides) , die mit den weiterhin seltenen Ammoni- 
ten (Parahoplites) die in Becken persistierende Mergelfazies 
charakterisieren. Aus ihnen ergibt sich für dieses 3. Urgon- 
stadium ein Oberapt (Clansay)-Unteralb-Alter. 



URGON 



Mikrofazies 







^^-^-fe-:^; 



b^'^ ^ 



<«.' ' 



Microsolena-Framestone 




Toucasia-Baf fiestone 




Dasycladacea-Wackestone 




„Orbitolina- Wackesfone 




Abb. 8. Synthetisches Profil der Urgon-Fazies des basko-kantabrischen Beckens 
1: Kontinental/ fluviatil 3: flaches Subtidal 5: Slope 

2: Delta/intertidal 4; tiefes Subtidal 6; Becken 



221 



Das 3. Urgonstadium ist gleichfalls im Aralar-Massiv ver- 
breitet, außerdem im Riffkalk von Iciar (Prov. Biskaya) und 
im Kalk von Landa (Prov. Alava). 

Aus diesem kurzen Abriß der Entwicklung des höheren 
Teils der Megasequenz 1 wird die unterschiedliche Ge- 
schichte der Urgon-Plattformen des Biskaya-Schelfs gegen- 
über den oberjurassischen Karbonatplattformen an der Peri- 
pherie des Nordatlantik (Jansa & Wiedmann 1982) deutlich. 
Während sich hier über einen längeren und tektonisch inakti- 
ven Zeitraum hinweg ausgedehnte Plattformen entwickeln 
konnten, war die Entwicklung am Südrand der Biskaya ver- 
gleichsweise kurzfristig und von anhaltenden distensiven Be- 
wegungen und zunehmender Subsidenz begleitet. Diese Vor- 
gänge konnten sogar zu einem intermittierenden Zerbrechen 
der Urgon-Plattformen führen, so daß sich eine zusammen- 
hängende Schelfplattform nicht zu entwickeln vermochte. Im 
Gegenteil gelang es dem primären Graben/Horst- und Kipp- 
schollen-Relief immer wieder, sich in Form von Inselplatt- 
formen durchzupausen. 

Im Gegensatz zum ,,Wealden" ist die Urgon-Sedimenta- 
tion von einem Nachlassen terrigener Schüttungen bestimmt, 
wobei die Sedimentation - im N der Basko-kantabrischen 
Ketten - die weiterhin mäßige Subsidenz nicht mehr kompen- 
siert. Die nun voll-marine Entwicklung führt zur Dominanz 
stenohaliner Formen, insbesondere in den Riff- und Bek- 
ken-Fazien. Demgegenüber zeigen die Mikrobiota der lagu- 
nären Bereiche weiterhin starke Beziehungen zu den zuvor 
behandelten ,,Wealden"-Biotopen. Selbst die Rupturen der 
Plattform-Entwicklung führen nur zu einem vorübergehen- 
den Aussetzen riffbildender Organismengruppen. Nahezu 
alle Biotope setzen sich außerdem in den basalen Teil der fol- 
genden Megasequenz 2 hinein fort. 

Im Detail läßt sich eine interessante Evolution der faziellen 
Entwicklung der Karbonatkomplexe erkennen. Im Unterapt 
beginnt diese Entwicklung zunächst mit der Herausbildung 
eines ,, unreifen" Plattformtyps, charakterisiert durch das 
Fehlen typischer Riffstrukturen mit hermatypen Gerüstbild- 
nern. Aus ihnen gehen im Oberapt und Unteralb echte Riff- 
komplexe hervor, die auf tektonisch exponierten küstenfer- 
nen Stellen als Inselplattformen, in Küstennähe als Barriere- 
Riffe entwickelt sein können. Eng verbunden mit dieser fa- 
ziellen, aber auch Biotop-Entwicklung ist die Evolution der 
Riffbildner bzw. anderer Flachwasser-Organismen. Insbe- 
sondere die fazies-sensitiven Algen und benthonischen Fo- 
raminiferen lassen deutliche Verschiebungen der Evolutions- 
geschwindigkeit in den unterschiedlichen Karbonatkom- 
plex-Typen erkennen. In den ,, unreifen" Bedoule-Plattfor- 
men zeigen insbesondere die Dasycladaceen und Großfora- 
miniferen eine hohe Evolutionsgeschwindigkeit, während sie 
später in den reifen Riff-Karbonatkomplexen des Oberapt 
keine wesentliche Rolle mehr spielen. Hier setzen dagegen 
mit erhöhter Diversität die Rotalgen ein und erreichen ihr er- 
stes Maximum. Neben einer Vielzahl krustoser Formen tre- 
ten erstmals in größerem Umfang artikulate Formen auf 
(,, Flora Vimport"). 

Schließlich verdient Beachtung, daß Karbonatplattformen 
sich offenbar bevorzugt gegen Ende sedimentär-tektonischer 
Großzyklen (Megasequenzen) entwickeln. Dies trifft hier 
zunächst für das Ende der Megasequenz 1 zu, in geringerem 
Umfang aber auch in der höheren Oberkreide des basko-kan- 
tabrischen Kontinentalrandes, mit Ende der Megasequenz 2. 



3.3 MEGASEQUENZ 2, UNTERER TEIL = 

2. DELTA-PHASE 

(Abb. 9) 

Die Grenze Unteralb/Mittelalb fällt mit einem Maximum 
distensiver Tektonik (,,austrische" Bewegungen) zusammen, 
die zu einer verstärkten Ausdünnung kontinentaler Kruste an 
den Konttnentalrändern des Biskaya-Grabens und- im Zen- 
tralgraben - zu einer endgültigen Trennung der Lithosphä- 
renplatten geführt haben dürfte. Die Entwicklung der bereits 
bekannten Horst/Graben-Strukturen, Kippschollen und 
Halbgräben setzt sich zunächst verstärkt fort. Die tektoni- 
schen Bewegungen haben vielfach zu Diskordanzen geführt, 
die gleichzeitig einen scharfen sedimentären Wechsel markie- 
ren, den Übergang vom transgressiven höheren Teil der Me- 
gasequenz 1 zur stark regressiven Basis der Megasequenz 2 
(Abb. 9). 

Die Sedimentation der Megasequenz 2 beginnt im Mittelalb 
der zentralen Basko-kantabrischen Ketten mit grob- bis fein- 
klastischen Deltaserien (,,Complexe greseux supra-urgoni- 
en" Rat 1959) als unmittelbarer Folge der „austrischen" Re- 
liefversteilung. Im äußersten S und den Keltiberischen Ketten 
gelangen gleichzeitig mächtige fluviatile Serien (,,Utrillas- 
Schichten") zur Ablagerung (Saeftel 1960). Im Bereich der 
Biskaya-Synkline gehen die Deltaserien allmählich in Prodel- 
ta-Tone und veremzehe Turbiditserien über. In der Deva- 
Synkline im äußersten N der Basko-kantabrischen Ketten 
werden gleichzeitig mächtige Turbidite (,,Flysch noir de 
Deva") sedimentiert, die jedoch Transportrichtungen aus 
dem N erkennen lassen (?Landes-Block oder ein weiteres Ba- 
sement-Hoch). Voort (1964) hatte die Existenz eines Bis- 
kaya-Massivs vermutet. In der Folgezeit haben sich vor allem 
Feuillee (1967, 1971), Aguilar Tomas (1971) und Reitner 
(1980, 1982) mit dem Supra-Urgon beschäftigt. 

Auch im Unteralb paust sich die Kippschollen-Morpholo- 
gie des Untergrundes in der allmählich manifest werdenden 
NW-SE-streichenden Becken- und Schwellengliederung des 
basko-kantabrischen Kontinentalrandes durch. Die Subsi- 
denz der Becken ist zum Teil beträchtlich; sie kann in Mittel- 
und Oberalb bis zu 4000 m erreichen (Abb. 17). Weitgehend 
halten sich dabei Subsidenz und Sedimentation die Waage. 
Auf den Schwellen erfolgt die Absenkung zunächst langsa- 
mer, teilweise (SE' Aitzgorri-Massiv) muß sogar mit einem 
Auftauchen der Urgon-Plattformen und Verkarstung ge- 
rechnet werden. An den Kippschollen-Rändern finden sich 
zum Teil große Olistostrome von Urgonkalken verschiede- 
nen Alters in klastischem Mittelalb (z. B. mehrere 100 m 
große Blöcke am W-Rand des Aitzgorri-Hochs). 

Karbonatfazien finden sich im Mittelalb nur vereinzelt, so 
in den Randgebieten im E (Lacunza/Sierra de Aralar, Ramirez 
DEL Pozo 1971) oder in Form geringmächtiger Biostrome im 
W (Comillas, Feuillee 1967, 1971). 

Der generelle transgressive Trend zum Oberalb ist bereits 
in den hangenden Partien des klastischen Supra-Urgon mit 
der Bildung von Orbitolinen-Wackestones (Abb. 9.1) er- 
kennbar. Insgesamt bleibt dieses 1 . Stadium des Supra-Urgon 
jedoch durch das Vorherrschen terrigenen Inputs und siliko- 
klastischer Turbidite charakterisien und entspricht damit der 
2. Delta-Phase. 




Abb. 9. Profil des „Supra-Urgon" der Albeniz-Eguino-PIcUtform im SE des Aitzgorri-Massivs (Prov, 
Alava). Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 



223 



Die einsetzende räumliche Differenzierung wird im fol- 
genden 2. Stadium des Supra-Urgon deutlich verstärkt. Das 
in Abb. 9 wiedergegebene Faziesdiagramm dieses Zeitraums 
trifft strenggenommen nur für den Bereich der Albeniz-Egui- 
no-Plattform (Reitner 1980, 1982) zu. Sie liegt im SE des 
Aitzgorri-Sattels (Abb. 4) und dürfte der größte Riffkomplex 
des Oberalb sein (Mächtigkeit: 500 m, geschätzte Ausdeh- 
nung: mehrere 100 km^). Zu ähnlichen, ausgedehnten flach- 
marinen Karbonatfazien kam es während des Oberalb auf 
Kippschollen bzw. Diapirdächern. 

Die Organismenführung dieser Oberalb-Riffe und -Bio- 
strome weicht von der des Urgon nur geringfügig ab: die Di- 
versität der Rotalgen (Abb. 9.3) ist höher, die der Dasyclada- 
ceen wesentlich geringer. Als wichtiges neues Faunenelement 
treten in den Riffkem-Bereichen vermehrt Mg-Kalzit-Sklero- 
spongier hinzu. In den Lagunen werden Capriniden (Caprina 
choffati: Abb. 9.2) häufig. Auch hier hat sich infolgedessen 
kein qualitativer Wandel vollzogen; die Faunen imd Floren 
der Urgon- und Supra-Urgon-Riffe sind kontinuierlich mit- 
einander verbunden. 

Um so schärfer ist der Wechsel, der sich im höheren Teil 
des Albeniz-Eguino-Riffs durch Floatstone-Sedimentation 
(Abb. 9.4) bemerkbar macht. Etwa an der Oberalb/Vra- 
con-Grenze deutet sich überregional ein deutlicher sedimen- 
tärer Umbruch an. Er ist charakterisiert durch eine konstant 
zunehmende Subsidenz bei gleichzeitig verstärkt einsetzen- 
der ieinklastischer Sedimentation. Beides wirkt sich beson- 
ders auf den Hochschollen aus, wo die Sedimentation von 
Riffkarbonaten ein Ende findet. Die Sedimente der Inselplatt- 
formen zeigen retrograde Zyklen. Die lokal bereits im Vracon 
einsetzende Mergelsedimentation mit Cephalopoden und 
planktonischen Foraminiferen zeigt offen-marine Verhält- 
nisse an. Das beginnende Biskaya-Spreading (s. Abschnin 2) 
zeigt nun erste Auswirkungen auch auf die Schelfe. 

,,Sedimentary Onload" beginnt jetzt insofern eine Rolle zu 
spielen, als nun - in deutlichem Zusammenhang mit ,,austri- 
scher" tektonischer Aktivität - Absenkung und Sedimentauf- 
last im Bereich der Schelfe zur verstärkten Mobilisierung der 
Keupersalze im Untergrund führen. Im höheren Alb ist das 
erste Maximum dieses einsetzenden Diapirismus erkennbar. 
Auch auf den Diapirdächern können sich im- Vracon noch- 
mals kleinere Riffplattformen bilden, die - bei einem Einbre- 
chen des zentralen Diapirbereichs - die Struktur von Atollen 
besitzen können. Die beim Aufbrechen der Diapire zu erwar- 
tenden Ton- und Salzaustritte beeinflussen die Organis- 
men-Diversität deutlich negativ. In den zentralen Lagunen 
werden häufig bioklastenfreie Mudstones (Loferite) sedimen- 
tiert; Rotfärbung der Sedimente ist verbreitet. Diese Diapir- 
Riffe stellen als Reliktvorkommen der Urgon-Fazies und ih- 
rer Organismen- Vergesellschaftungen letzte Vorkommen 
dieser Art im Bereich der basko-kantabrischen Tröge dar. Sie 
werden - oft von Hartgründen getrennt - ebenfalls von den 
pelagischen Sedimenten des Unteren Cenoman überwältigt. 
Sie dürften überwiegend ein Vracon-Alter haben. Ein gut un- 
tersuchtes Beispiel stellt das Caniego-Riff am N-Rand des 
Diapirs von Villasana de Mena dar (Schröder 1980, Reitner 
1982; hier Abb. 14). 

Im Gegensatz zur erhöhten Faziesdiversität im Oberalb ist 

das Untercenoman von beginnender Faziesnivellierung ge- 
kennzeichnet. Weite Teile des basko-kantabrischen Schelfs 



werden nun von monotoner Ton- und Mergelsedimentation 
erfaßt, die insbesondere in den Becken große Mächtigkeiten 
erreicht. Teilweise knollige Sideritlagen sind vielfach einge- 
schaltet, untergeordnet auch karbonatische Turbidite. Ledig- 
lich im Bereich der Deva-Synkline hat die Sedimentation sili- 
koklastischer Turbidite durch das Alb hindurch angehalten. 

Offen-marine Bedingungen werden in der von nun ab rei- 
chen pelagischen Fauna deutlich; in den Mikrofaunen domi- 
nieren planktonische Forammiferen (Abb. 9.5), in den Ma- 
krofaunen Cephalopoden und Inoceramen. Irreguläre Echi- 
niden sind gleichfalls weit verbreitet (Raabe 1965, 1966). Da- 
mit sind ideale Voraussetzungen für die biostratigraphische 
Korrelation gegeben (Wiedmann & Kauffman 1978). 

Megasequenz 2 und insbesondere der hier behandelte tie- 
fere Teil sind durch ihren deutlich transgressiven Charakter 
gekennzeichnet, der der globalen Mittelkreide-Transgression 
(vgl. Sliter 1976) entspricht. Im Mittelalb kann sich eine 2. 
Delta-Phase entwickeln, in der die Absenkung noch durch die 
Sedimentation ausgeglichen wird. Der starke terrigene Input 
und die gleichzeitig zunehmende Subsidenz bedeuten das 
Ende der urgonen Riff- und Karbonatsedimentation, die nur 
noch lokal - auf Hochschollen bzw. Diapirdächern - günstige 
Bedingungen fand, um noch bis zur Cenoman-Basis zu persi- 
stieren. Im Oberalb, insbesondere ab Vracon (Abb. 9) setzt 
dann eine kontinuierliche Eintiefung des basko-kantabri- 
schen Schelfs ein, die bis ins Oberturon anhält und während 
der die Sedimentation nicht mehr mit der Absenkung Schritt 
hält (Abb. 17). Die pelagische karbonatdominiene Becken- 
sedimentation des Mittelcenoman (,,Flysch ä boules" d. 
franz. Autoren) stellt noch einmal einen letzten überregional 
verbreiteten Marker-Horizont dar (Abb. 9.5) und wird hier 
als Begrenzung zum folgenden höheren Abschnitt der Mega- 
sequenz 2 verwandt. Von diesem Zeitraum ab verläuft die 
Entwicklung der ELnzelbecken so uneinheitlich, daß die Wei- 
terentwicklung dieser Becken getrennt abgehandelt werden 
muß. 

Festzuhalten bleibt, daß die beschriebenen Prozesse am 
basko-kantabrischen Schelf, u. zw. die ,,austrische" Disten- 
sionstektonik ebenso wie das Einsetzen der Mittelkreide- 
Transgression verursacht werden durch einen verstärkten 
Spreading-Event im Bereich der mittelozeanischen Rücken, 
deren Bildung sich im höheren Alb auch in die Biskaya hinein 
verlagert hat und hier zu einer Trennung der Lithosphären- 
platten geführt haben dürfte (s. Abschnitt 2). Hervorzuheben 
ist ferner, daß erst die Verstärkung der Subsidenz ab Oberem 
Alb nun auch zu einer deutlichen faunistisch/ floristischen Zä- 
sur geführt hat, insofern vor allem die Gerüstbildner der Ur- 
gon-Riffbiotope nachkommenlos erlöschen und in ihrer 
Mehrzahl vergleichbare Biotope der höheren Kreide nicht 
mehr zu besiedeln vermögen. Demgegenüber setzt während 
des Alb - ohne jeden Zweifel in Abhängigkeit von der weit- 
greifenden Mittelkreide-Transgression - eine extreme Plank- 
tonblüte (Foraminiferen, Calcisphären, Coccolithen) ein, die 
in einer erhöhten Densität dieser Organismengruppen zum 
Ausdruck kommt. 



224 



3.4 MEGASEQUENZEN 2 (OBERER TEIL) - 4 = 

MAXIMALTRANSGRESSION UND 

REGRESSIONS/KOMPRESSIONSPHASEN 

(Abb. 10-13) 

Für die weitergehende Diskussion scheint es sinnvoll, die 
Megasequenzen der Oberkreide und des Alttertiärs zusam- 
menfassend zu behandeln, dafür aber eine regionale Tren- 
nung vorzunehmen und die vier wesentlichen Sedimenta- 
tionsräume des Basko-Kantabrikums separat zu behandeln. 

Über diesen Bereich liegen zahlreiche Vorarbeiten vor, von 
denen hier nur eine Auswahl herausgegriffen werden kann: 
R.M 1959, 1982; Mangin 1960; Wiedmann 1960, 1962a, 
1962b, 1980a, 1982a, 1982b; Herm 1965; Feuillee 1967, 1971; 
Ramirez DEL Pozo 1971, 1973; Rodrigo & Alvarez 1972; 
Kruit et al. 1975; Wiedmann & Kauffman 1978; Lamolda et 
al. 1981; Plaziat 1981 u. a. 

3.4.1 Becken von Vitoria 
(Abb. 10) 

Im Becken von Vitoria (Abb. 4), im zentralen Teil des bas- 
ko-kantabrischen Schelfs, werden große Mächtigkeiten vor 
allem der mittleren Oberkreide akkumuliert. Tieferer und 
höherer Teil der Oberkreide sind demgegenüber unvollstän- 
dig entwickelt (Abb. 10). 

3.4.1.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression 

Beginnend mit der Fazies des ,,Flysch äboules" (Abb. 9.5) 
setzt sich hier im Mittel- und Obercenoman die Sedimenta- 
tion pelagischer Mergel fort. Sie zeichnen sich durch reiche 
Foraminiferenführung aus, wobei die Planktonten mit bis zu 
90% Rotaliporen deutlich dominieren. In die pelagische 
Grundsedimentation sind feinkörnige Kalkturbidite (Silt- 
und Tonfraktion) eingeschaltet mit Bankmächtigkeiten um 
20 cm. Die Bänke zeigen eine kugelig-knollige Verwitterung 
(,,Flysch ä boules"). Ihre Gradierung ist in basalen Siltlagen, 
Convolute Bedding und Laminationen (Tb-Td) erkennbar, 
die sich - ebenso wie massivere Bänke ohne Sedimentstruktu- 
ren (Ta) - gut in das Faziesmodell für feinkörnige Turbidite 
(Piper 1978) einordnen lassen. Slumping-Strukturen, die zu- 
mindest die Hangrichtung angeben, lassen einen Transport 
von NW nach SE erkennen. Schwarzschieferhorizonte wei- 
sen auf Stagnationsphasen im Becken hin. Die Kalkturbidite 
enthalten nur selten organische Reste, sind aber meist so stark 
durchwühlt, daß die ursprünglichen Sedimentstrukturen oft 
nicht mehr erkennbar sind. 

Das Becken von Vitoria kann als Intraschelf-Becken gedeu- 
tet werden. Eine stärker randliche Position läßt das Cenoman 
im Räume Murguia erkennen, vermutlich bedingt durch eine 
erste Aufwölbung des Murguia-Diapirs (Abb. 3). Hier sind 
in die normale Mergelsedimentation Lagen mit Komponen- 
ten in Arenitfraktion eingeschaltet. An dieser sind insbeson- 
dere große agglutinierende Foraminiferen (Lituoliden), Pra- 
ealveolinen und Austern beteiligt, ebenso wie Extrakosten 
aus Plattformsanden. Beach-Rocks in diesen Extraklasten 
scheinen sogar Auftauchphasen im Herkunftsgebiet zu do- 
kumentieren. 

Im Turon des Beckens von Vitoria wird die Sedimentation 
der Kalkturbidite abgelöst von geringmächtigen pelagischen 



Kalken, die teilweise Globotruncanen-Packstones und 
-Wackestones (Dkarinella, Marginotruncana: Abb. 10.1) 
darstellen. Ein im Grenzbereich Unter/Mittelturon weit ver- 
breiteter Hardgrund (vgl. Wiedmann 1975, Taf. 1, Fig. 1) 
dürfte auf das Maximum der Transgression hinweisen. Das 
Obenuron, das weithin bereits wieder regressive Züge trägt, 
ist im Becken von Vitoria bisher nur ungenügend charakteri- 
siert. Das Turon ist überhaupt in zahlreichen Profilen sehr ge- 
ringmächtig (z. B. am Diapir von Murguia) und keilt nach N 
hin aus, während es nach W und S hin rasch mächtiger wird 
(z. B. Bohrung Castillo 5,5 km S' Vitoria). 

3.4.1.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres- 
sionsphase 

Diese Megasequenz umfaßt den Zeitraum Coniac, Santon 
und Campan. Sie wird von einem regressiven Halbzyklus ge- 
bildet, in dem es zu monotoner pelagischer Mergelsedimenta- 
tion kommt. In diese Hintergrundsedimentation sind im Co- 
niac grob- bis feinkörnige Kalkturbidite in weiter Verbrei- 
tung eingeschaltet (Abb. 10). Die hier nur geringe autoch- 
thone Sedimentation ist von den allochthonen Sedimenten 
nur mit Mühe unterscheidbar. Ein Channel- Ausgang ist z. B. 
bei Guevara (20 km E' Vitoria) gut aufgeschlossen. Hier be- 
trägt die Bankmächtigkeit maximal 40 cm und die Größe der 
Komponenten erreicht oft mehrere cm. Von Lage zu Lage va- 
riabel enthalten diese Kalkturbidite Reste von Austern, Echi- 
nodermen, Bryozoen, Algen, benthonische (Lituoliden, Mi- 
lioliden) und planktonische Foraminiferen, Ostrakoden, 
Gastropoden und eine reiche, sehr diverse Schwammfauna 
(überwiegend Lithistiden und Choristiden, seltener hexacti- 
nellide Formen). 

Die Abnahme der Korngröße von W nach E läßt erkennen, 
daß die Turbidite in der Beckenlängstachse eingeregelt sind. 
Slumping-Strukturen, intraformationelle Diskordanzen, 
synsedimentäre Abschiebungen und Überschiebungen wei- 
sen auf einen von N nach S geneigten Hang hin und damit auf 
eine Herkunft des Materials von einer Karbonatplattform im 
Bereich des Aitzgorri-Hochs. Diese Schüttungsrichtung wird 
durch Flutecasts und Dunes gestützt. Vereinzelt treten rote 
idiomorphe Quarze und rote Tonfetzen auf, die möglicher- 
weise auf durchbrechende Triasdiapire hinweisen. 

Im Santon setzt die Sedimentation von Kalkturbiditen aus, 
die pelagische Entwicklung (mit Planktonanteilen in der Fo- 
raminiferenfauna von etwa 60%) dominiert. Irreguläre Echi- 
niden sind eine häufige Faunenkomponente dieses Fazies- 
raumes; sie werden ab Obersanton wieder häufiger. 

Im Mittelcampan schalten sich lokal bis zu 30 m mächtige 
Kalkarenite und Kalkrudite ein. Bei diesen handelt es sich um 
Debris Flows und Turbidite von ebenfalls lokalen Flachwas- 
ser-Biohermen. Sie enthalten häufig rote idiomorphe Quarze, 
Quarzgerölle und rote Tone, die erneut auf einen Zusam- 
menhang zwischen diesen Biohermen und Diapirdächern 
hinweisen. Nach den Biogen-Komponenten handelt es sich 
dabei meist um Austernbioherme. Andere Schüttungen ent- 
halten Rotalgen, Milioliden, agglutinierende (Lituoliden, 
Rheophaciden) und orbitoide Großforaminiferen und 
Schwämme (Hexactinelliden, Sklerospongier, aber hier keine 
Lithistiden). Extraklasten von Beach-Rocks sind ebenfalls 
verbreitet. Die mergelige Hintergrundsedimentation enthält 
noch immer Anteile von 25 % Planktonten an der Gesamt-Fo- 



VITORIA 



Mikrof azies 



Li thologie 



PL Foraminiferen-Wackesf. 



sed. 
Zykl. 



Zeit 




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CO 

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I- 

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O 



Abb. 10. Oberkreide/ Alttertiar- Profil des Vitoria-Beckens, zentraler Bereich des basko-kantabrischen 
Raumes. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 



226 



raminiferenfauna. Dies würde auf Ablagerung im tiefen Sub- 
tidal hindeuten. 

Der regressive Trend der Megasequenz 3 inält im Oberen 
Campan an, das in Form fluviatiler Sande in weiter Verbrei- 
tung vorgelegen haben dürfte. Leider ist es im Westen des 
Beckens von Vitoria nur in Form einzelner Erosionsrelikte 
erhalten geblieben (Abb. 10). Ein derartiges Erosionsrelikt 
stellt das teilweise erhaltene Diapirdach des Murguia-Diapirs 
dar. Allerdings handelt es sich hier wiederum um eine Sonder- 
fazies, eine relativ ausgedehnte Karbonatplattform. Der Riff- 
schutt enthalt an organischen Resten vor allem Algen, orbi- 
toide Großforaminiferen, Schwämme, Korallen und Rudi- 
sten (Abb. 10.2). Dieser ,,Oro-Kalk" (v. Stackelberg 1967) 
zeigt regressiven Charakter und wird von einem im höchsten 
Campan progradierenden Delta zugeschüttet. Diese Delta- 
Schüttungen des Oberen Campan sind zwar überwiegend 
marin, im hangenden Teil der Serie treten jedoch auch fluvia- 
tile Rinnen, Paläoböden und limnische Ablagerungen auf. 
Orbitoide Großforaminiferen und Austernbioherme besie- 
delten die marinen Bereiche des Deltas (Abb. 10.3). Der re- 
gressive Trend der Megasequenz 3 ist damit deutlich gewor- 
den. Er führt im Vergleich zur einheitlichen Fazies-Entwick- 
lung im transgressiven Cenoman und Turon erneut zu erhöh- 
ter Fazies-Diversität. Diese wird noch erhöht durch auch im 
Becken von Vitoria spürbare Diapirbewegungen, die eine 
Ursache von ,,subherzynischen" Diskordanzen im höheren 
Teil der Megasequenz darstellen. Diese Diskordanzen sind 
aber außerdem ein Ausdruck 1. kompressiver Bewegungen, 
die mit dem gleichzeitigen Ausklingen des Spreading in der 
Biskaya - bei Fortsetzung im Atlantik - im Zusammenhang 
stehen. Nachlassen der Subsidenz führt schließlich im Ober- 
campan zur Anlage einer 3. Delta-Phase, die das Maximum 
der Regression und gleichzeitig das Ende dieser Megasequenz 
markiert. 



3.4.1.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- 
sionsphase 

Die Basis der vorliegenden Megasequenz ist im Becken von 
Vitoria von einer deutlichen sedimentären Ruptur gekenn- 
zeichnet. Das Maastricht (Abb. 10) ist transgressiv entwickelt 
und überwiegend marin. Vereinzelte Lagen mit Gipsknollen 
lassen Verlandungstendenzen vermuten. Im Maastricht 
überwiegt die Sedimentation dolomitischer Mergel und Kal- 
ke. Die Kreide/Tertiärgrenze liegt in einer sandig-dolomi- 
tisch-mergeUgen Folge. Die Fazies-Vielfalt nimmt weiterhin 
zu, insbesondere im Paläozän kommt es zu extremen lokalen 
Faziesvarianten: Algenkalke, Bryozoenkalke, Lagunenkalke 
mit Cyanophyceen-Onkoiden u. a. Diese Kalke sind weithin 
dolomitisiert (,, Dan-Dolomite"). Eozän folgt teilweise dis- 
kordant und stellt einen letzten transgressiven Puls von relativ 
weiter geographischer Verbreitung dar. Es ist weithin einheit- 
lich als Nummuliten-Alveolinen-Kalk (Abb. 10.4) ausgebil- 
det. 

Das Ende der Megasequenz 4 ist im Becken von Vitoria 
nicht erkennbar, da die folgenden Konglomerate des Oligo- 
zän diskordant übergreifen (Abb. 10). Diese könnten als Me- 
gasequenz 5 bezeichnet werden, werden aber hier nicht be- 
rücksichtigt, da sie den postorogenen Sedimentationszyklus 
einleiten. 



Zusammenfassend kann festgehalten werden, daß das Bek- 
ken von Vitoria ein Intraschelf-Becken darstellte, in dem es zu 
mächtiger, aber recht monotoner Sedimentation von Forami- 
' niferen-Wackestones (Abb. 10.1) gekommen ist. Sedimenta- 
tion von Kalkturbiditen spielt eine nur untergeordnete Rolle. 
Maxima tektonischer Aktivität liegen im Turon, im Grenzbe- 
reich Campan/Maastricht und an der Eozän/Oligozän-Gren- 
ze. Sie bedingen die Lückenhaftigkeit des Gesamtprofils 
(Abb. 10) an diesen Stellen, sind aber vor allem mit intensi- 
vem Diapirismus während der Oberkreide verknüpft, der 
eine größere Zahl von Sonderfazien im Bereich des Vitoria- 
Beckens verursacht hat. Die kompressive Tektonik der 
Oberkreide wird mit beginnender Subduktion am südkanta- 
brischen Kontinentalrand in Verbindung gebracht. Die tek- 
tonische Aktivität gipfelt in pyrenäischen Bewegungen an der 
Eozän/Oligozän-Grenze, die zur endgültigen Heraushebung 
und Auffaltung des basko-kantabrischen Schelfbeckens ge- 
führt haben. 

Der transgressiven Megasequenz 2 stehen die regressiven 
Sequenzen 3 und 4 gegenüber. Dieser regressive Trend be- 
dingt gleichzeitig eine Zunahme der Faziesdiversität im 
Grenzbereich Kreide/Tertiär, parallel auch von einem An- 
stieg der Faunen- und Florendiversität begleitet. Episodisch 
auftretende Karbonatplattformen enthalten entweder Milio- 
liden- Vergesellschaftungen oder solche aus Großforaminife- 
ren, Algen, Korallen und mitunter auch Austern. Sie unter- 
scheiden sich damit qualitativ deutlich von den Rudisten-Or- 
bitolinen-Assoziationen der Urgon-Plattformen (s. Abschn. 
3.2). Die Mittelkreide-Transgression der höheren Megase- 
quenz 2 hat sich für diese Assoziationen letal ausgewirkt: 
Orbitolinen, Praealveolinen und zahlreiche Urgon-Rudisten 
sind der Pelagisierung nicht nur des basko-kantabrischen 
Schelfs, sondern weiter Schelfbereiche überhaupt zum Opfer 
gefallen. Demgegenüber konnten sich mit dem Transgres- 
sions-Event die planktonischen Foraminiferen, Ammoniten, 
Inoceramen und irregulären Seeigel bevorzugt entwickeln 
und sind im vorliegenden Sedimentationsraum entsprechend 
dokumentiert. 



3.4.2 Biskaya-Sy nklinorium 
(Abb. 11) 

Lage und Verlauf des Biskaya-Synklinoriums sind aus 
Abb. 2^ zu entnehmen. Das Kreide/Alttertiärprofil und 
seine Deutung sind in Abb. 11 enthalten. 

3.4.2.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression 

Auch im Biskaya-Synklinorium nimmt der transgressive 
Charakter innerhalb dieser Megasequenz kontinuierlich zu. 
Die stärker sandige Hintergrundsedimentation des höheren 
Alb geht mit dem Cenoman in eine mergelige Grundsedimen- 
tation über, die ± unverändert bis ins Alttertiär andauert 
(Abb. 1 1 ). Mit der Zunahme feinkörnigerer Sedimente wer- 
den ab Untercenoman ebenfalls feinkörnige Turbidite 
(Abb. 1 1 .2) sedimentiert. Ab PMittel/Obercenoman, viel- 
leicht bereits früher, kommt es zur Intrusion i^nd Extrusion 
von Alkalimagmatiten. Die Intrusiva stecken teilweise als La- 
gergänge oder größere Intrusivkörper im Alb und/oder Ce- 
noman (z. B. bei Zumarraga). 



OSTL. BISKAYA-SYNKL 




Mikrofazies 




Plankt. Foram -Wackestone 




Wackest. mit großen Extrakl. 









*-*■ 






Feinkörniger Turbidit 



Orbitolina-Floatstone 



Abb. 11. Oberkreide/Altteniär-Profil der Biskaya-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 



228 



Bei Aguineta (10 km N' Zumarraga, Prov. Guipüzcoa) 
schalten sich im Cenoman zudem grobkörnige Kalkarenite 
und Kalkrudite ein. Sie enthalten u. a. Rotalgen, agglutinie- 
rende Großforaminiferen (Lituoliden, Orbitolinen: 
Abb. 11.1), andere benthonische und planktonische Forami- 
niferen, Austern- und EchinodermenschiU. Die Herkunft 
dieser Kalkturbidite ist in Seamounts oder nahe gelegenen 
tektonisehen Hochs zu suchen (z. B. im Bereich des Aitzgor- 
ri-Hochs). 

Im Turon dürfte das Maxmium vulkanischer Tätigkeit an- 
zusiedeln sein mit der Extrusion von mehreren 100 mvonPil- 
low-Laven, vulkanischen Aschen und Auswurfmaterial, die 
vielfach wiederum von Gängen durchschlagen sind 
(Abb. 11). Vermutlich haben einzelne Vulkane die Wasser- 
oberfläche erreicht und Inseln gebildet. Dies hat lokal zur 
Bildung vulkano-detritischer Turbidite geführt. 

Die mergelige Grundsedimentation enthält praktisch nur 
Calcisphären und planktonische Foraminiferen (Abb. 1 1.4). 
Radiolarienführung scheint auf feinkörnige Kalkturbidite be- 
schränkt zu sein (Abb. 1 1 .2). Gegen Ende des Turon sind die 
Maxima der Planktonführung und der mittelkretazischen 
Transgression erreicht. An dieser Stelle wird die Grenze zwi- 
schen Megasequenz 2 und 3 gezogen. 

3.4.2.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres- 
sionsphase 

Die mergelige Grundsedimentation setzt sich in Coniac 
und Santon hinein fort. Ab Campan werden im E-Teil des 
Biskaya-Synklinoriums mächtige Kalkturbidite und De- 
bris-Flows (Abb. 11.3) geschüttet. Sie enthalten orbitoide 
Großforaminiferen, Austern- und Rudistenschill. Im W-Teil 
des Synklinoriums baut sich u. a., im S von Guernica, ein kla- 
stischer Turbiditfan vor. Die grobkörnigen Turbidite werden 
bei gleichzeitiger Abnahme der Korngröße in die Becken- 
längsachse von NW nach SE eingeregelt. Die Turbidit-Sedi- 
mentation geht konform mit dem Maximum der Delta-Pro- 
gradation im Becken von Vitoria und kennzeichnet wie dieses 
das Ende dieser Megasequenz. 



3.4.3 Deva-Synkline 
(Abb. 12) 

Die Deva-Synkline stellt die nördlichste der etwa NW-SE- 
streichenden Synklinen dar (Abb. 1-4), von der allerdings 
nur der Südted im Küstenbereich der Provinzen Guipüzcoa 
und Vizcaya onshore erhalten ist. Abb. 12 zeigt die hier inter- 
essierende Profilfolge. 

3.4.3.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression 

Schon im Alb, also im tieferen Teil der Megasequenz 2, 
weicht die Sedimentation in der Deva-Synkline deutlich von 
der Sedimentation der südlichen Becken ab (vgl. 
Abschn. 3.4.1). Sie besteht hier aus mehrere 100 m mächti- 
gen Prodelta-Tonen und -Silten, in die sandige Prodelta-Tur- 
bidite eingeschaltet sind. Gelegentlich treten mächtige 
Rutschhorizonte hinzu, die einige 10er m mächtig sind und 
mehrere 100 m Längsausdehnung besitzen (z. B. Raum 
Deva). Bei Ondarroa schalten sich im Küstenbereich Kon- 
glomerate und Brekzien des Oberalb ein (Voort 1964), die als 
Innerfan-Bereich betrachtet werden können. Die Größe der 
Komponenten schwankt zwischen wenigen cm und mehreren 
m. Slumping-Stnikturen und Debris-Flows sind häufig. Die 
Komponenten bestehen aus Quarziten, Kristallin-Material, 
Lyditen, Sandsteinen, Tongallen und Karbonaten 
(Abb. 12.1). In emzelnen Lagen sind karbonatische Fossilien 
(z. B. Korallen, Sklerospongier, Orbitolinen u. a.) direkt in 
die Matrix eingelagert. Die Schüttungsrichtung dieser Kon- 
glomerate weist von N nach S. Als Liefergebiet bieten sich 
zwei Möglichkeiten an: (1) Herkunft von einem Basement- 
Hoch (vgl. Le Danois-Bank vor Asturien, Abb. 6b), das in 
den heute verschuppten Schelf, vor der nordspanischen Küste 
einbezogen wurde, oder (2) Herkunft vom Landes-Block im 
NE (Abb. 5a). 

Im Turon folgen planktonreiche pelagische Kalke (Aichur- 
ri-Kalk, Herm 1965). Das Maximum der Transgression fällt 
mit einem Minimum des silikoklastischen Einflusses zusam- 
men und damit auch mit dem Ende dieser Megasequenz. 



3.4.2.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- 
sionsphase 

Mit Beginn dieser Megasequenz kommt es zur Sedimenta- 
tion von Mergeln und Mergelkalken des Maastricht, die von 
roten Paläozän-Kalken überlagert werden. Im Oberen Paläo- 
zän und bis ins Mitteleozän werden in die mergelige Grund- 
sedimentation verstärkt proximale klastische Turbidite einge- 
lagert (Mir et al. 1971). Damit dürfte hier das Ende der regres- 
siven Megasequenz 4 erreicht sein. 

Mergel und Paläozän-Kalke sind durch hohe Planktonfüh- 
rung (Abb. 11.4) ausgezeichnet. Ammoniten und Inocera- 
men stellen das vorherrschende Megafaunen- Element im kre- 
tazischen Teil des Biskaya-Profils dar. Belemniten fehlen die- 
ser Folge dagegen völlig. Auch das Biskaya-Synklinorium 
dürfte aus einem Intraschelf-Becken hervorgegangen sein. 



3.4.3.2 Megasequenz 3=1. Regressions- und Kompres- 
sionsphase 

In die überlagernden Mergel des Coniac und Santon schal- 
ten sich zunächst vereinzelt, dann verstärkt Turbidite 
(Abb. 12.2) ein. Seine maximale Entwicklung und das Maxi- 
mum silikoklastischen Einflusses erreicht dieser ,,Oberkrei- 
de-Flysch" im Oberen Campan. Die Schüttungen sind 
NE-SW orientiert (D. Richter 1964, Kruit et al. 1975). 

3.4.3.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- 
sionsphase 

Das Maastricht ist wiederum in Form pelagischer Kalke 
und Mergel entwickelt, in die sich nur im Obermaastricht 
vereinzelte sandige Turbidite einschalten. Unteres Paläozän 
liegt in der Fazies roter pelagischer Kalke vor, wobei die Rot- 
färbung nach Hanisch (1978) von Diapir-Aufbrüchen 
stammt. Es wird im höheren Paläozän und Eozän von mäch- 
tigen Turbiditen des ,,Tertiär-Flyschs" abgelöst. Damit endet 
hier die Megasequenz 4, jüngere Sedimente sind nicht be- 
kannt (Kruit et al. 1975, van Vliet 1978). 



DEVA 



Mikrofazies 




Plankt. Foram-Wackestone 




Flankt. Foram- Packstone 



Lithologie 



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0^?OOÄ:0£X 



-~?~3Z-::cS>: 



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Ul.li.l.tU U U U LI J-l J- l X UmJ 




Grobkörniger Turbidit 






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Floatstone 



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Zykl 



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Abb. 12. Mittelkreide/ Alttertiär-Protil der Deva-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 



230 



Auffallend ist die sehr hohe Planktonführung der Maas- 
tricht/Paläozän-Mergel und -Kalke (Abb. 12.3, 12.4) und 
eine relative Häufigkeit pelagischer Megafossilien im Maas- 
tricht (Inoceramen, Ammoniten). Der kritische Faunen/Flo- 
renschnitt an der Kreide/Tertiärgrenze ist im Profil von Zu- 
maya (Prov. Guipüzcoa) bestens zugänglich und mehrfach 
untersucht (Herm 1965, Wiedmann 1969). Planktonische Fo- 
raminiferen und Ammoniten zeigen in den letzten Profilme- 
tern des Maastricht deudiche Anzeichen von ökologischem 
Streß (Zwergwuchs, aberrantes Wachstum), für den es jedoch 
in der kontinuierlichen Beckenfazies im Grenzbereich Krei- 
de/Tertiär keinerlei Hinweise gibt. 

Vor allem aber weicht die Deva-Synkline in ihrer Sedimen- 
tations- und Subsidenzgeschichte deuriich von den südlich 
anschließenden Becken ab. Offen-marine Becken-Sedimenta- 
tion blieb hier praktisch während der gesamten Oberkreide 
und des Ahteniärs konstant erhalten (Abb. 12). Erst die allen 
Bereichen gemeinsame post-eozäne pyrenäische Orogenese 
hat dann auch hier das plötzliche Ende der marinen Sedimen- 
tation herbeigeführt und auch dieses Becken über die Küsten- 
linie angehoben. 

Die recht unterschiedliche Subsidenzgeschichte von Vito- 
ria-Becken, Biskaya-Synklinorium und Deva-Synkline, die 
in sehr unterschiedlichen Fazien zum Ausdruck kommt, deu- 
tet auf eine Trennung dieser Becken zumindest ab Alb durch 
Schwellenbereiche (Basement-Hochs) hin. Dies wird durch 
unterschiedliche Richtungen des Sedimenttransports bestä- 
tigt. Wie bereits zuvor erwähnt, haben sich die Schwellen als 
Basement-Hochs schon in einem frühen Stadium der Gra- 
benbildung etwa an der Jura/Kreidegrenze gebildet. Das 
Kippschollen- und Horst/Graben-Relief des originären Gra- 
ben- und späteren Kontinentalrandes hat damit die Sedimen- 
tationsgeschichte dieses Randes bis hin zur Orogenese maß- 
geblich mitbestimmt. 



3.4.4 Becken von Altnavarra 
(Abb. 13) 

Eine Sonderstellung nimmt das Becken von ,, Altnavarra" 
(Wiedmann 1962a, 1962b, 1980a) oder Estella (Abb. 13) in 
seiner marinen Kreide-Entwicklung ein. Obwohl auch die 
verstärkte Subsidenz dieses Beckens mit KippschoUen-Tek- 
lonik (Reitner 1982) und damit der Öffnung des Bis- 
kaya-Ozeans in Verbindung gebracht werden kann, spielt der 
Diapirismus bei der Entwicklung dieses Beckens eine beson- 
ders große Rolle. Die marine Entwicklung beginnt hier im 
Mittelalb, also mit Megasequenz 2, und ist in ihrem Fortgang 
insbesondere von den Diapiren Maestu im W und Estella im E 
beeinflußt (Abb. 2, 3). 

Der Estella-Diapir wurde im Detail von Pflug (1967) un- 
tersucht, Beiträge zur Stratigraphie von Estella-Kreide und 
-Alttertiär lieferten Mangin (1960), Wiedmann (1960, 1962a, 
1980a), Ramirez del Pozo (1971), Wiedmann & Kauffman 
(1978), Lamolda et al. (1981). 

3.4.4.1 Megasequenz 2 = Maximaltransgression 

Die marine Sedimentation setzt im höheren Mittelalb mit 
einer 700 m mächtigen Folge von Sandsteinen, Siltsteinen und 
Kalkareniten ein. Eine parrezifale Fauna mit Mesorbitolinen 



(M. texana: Abb. 13.1), solitären Korallen, Austern, regulä- 
ren und irregulären Echiniden und Krebsresten deutet auf 
eine proximale Delta- und Prodelta-Fazies hin. Eine herma- 
type Riffauna konnte sich wegen des starken terrigenen Ein- 
flusses nicht entwickeln. 

Im tieferen Oberalb (mit Hysteroceras orbignyi) wird diese 
Fazies von Prodelta-Tonen und -Silten mit eingeschalteten 
Sideritknollen abgelöst. Diese Sedimentation hält bis ins Un- 
tercenoman (mit Mantelliceras hyatti) an und erreicht eine 
Mächtigkeit von 1100 m. 

Erst im Mittelcenoman erfolgt dann eine rasche Abnahme 
des klastischen Anteils. Tonige Mergel bilden eine Calcisphä- 
ren-Spiculae-Wackestone-Fazies, die eine diverse pelagische 
Fauna enthält, insbesondere planktonische Foraminiferen 
(Rotalipora cushmani), Ammoniten (Euomphaloceras iner- 
me) und Inoceramen. Das Obercenoman ist in Form karbo- 
natdominierter Kalk/Silt-Turbidite (Ta, Tab, sensu Piper 
1978) als ,,Flysch ä boules" entwickelt. Die weiterhin zu- 
nehmende Subsidenz wird im hohen Planktonanteil der Mi- 
krofauna deutlich (Rotalipora cushmani, Whiteinella 
archaeocretacea). Ammoniten (Metoicoceras geslinianum, 
Calycoceras cf. paucinodatum) dominieren weiterhin in der 
Megafauna. Die Gesamtmächtigkeit des Cenoman erreicht 
1000 m. 

Die gleiche Litho- und Biofazies setzt sich ins Unterturon 
hinein fort (Vascoceras sp., Jeanrogericeras binicostatum, 
Schindewolfites ganuzai, Mytiloidesopalensis, M. mytdoides, 
Whiteinella archaeocretacea) . Demgegenüber entwickeln sich 
die dunklen, tonigen Mergel des Mittel/Oberturons durch 
allmähliche Abnahme der Kalkbänke als Calcisphären-Pack- 
stone-Fazies (Abb. 13.2). Die maximale Entwicklung pelagi- 
scher Faunen (Calcisphären, planktonische Foraminiferen: 
Praeglobotruncana helvetiva, Marginotruncana schneegansi, 
Ammoniten: Fagesia, Neoptychites, Pseudaspidoceras arma- 
tum, Romaniceras inerme und Inoceramen: Mytiloides sub- 
hercynicus, M. hercynicus) deuten auf maximale Transgres- 
sion und Wassertiefe im Oberturon hin (Wiedmann 1960, 
1964, 1 980a). Die Gesamtmächtigkeit des Turon beträgt etwa 
200 m. 

Von Interesse ist, daß im höheren Turon gleichzeitig auch 
eine deutliche Verschiebung im Spektrum der benthonischen 
Foraminiferen erkennbar ist: Während bisher die Kalkschaler 
dominierten, überwiegen nun Sandschaler bei gleichzeitiger 
Änderung des Artenspektrums. Dieses ist auf primitive Ver- 
treter der Trochaminiden, Textulariiden und Ataxophrag- 
miiden beschränkt. Kalkschaliges Benthos und Planktonten 
können außerdem Anlösungserscheinungen zeigen, d. h. 
Absenkung bis an oder sogar unter CCD kann angenommen 
werden. 

Für eine starke Zunahme der Subsidenz im höheren Teil der 
Megasequenz 2 des Beckens von Altnavarra sprechen außer- 
dem folgende Trends der organischen Entwicklung: (1 ) Ablö- 
sung der ungekielten Formen bei den planktonischen Fora- 
miniferen zunächst durch einkielige, später durch doppelkie- 
lige Formen mit hohem Gehäusequerschnitt (Hart & Bailey 
1979); (2) Vormacht ,,borealer" Gattungen gegenüber medi- 
terranen Formengruppen bei den Ammoniten (Wiedmann 
1975, 1976, 1980a) und (3) Häufigkeit der gleichfalls als ,,bo- 
real" geltenden Inoceramen gegenüber Austern. Gleichwohl 
fehlen aber auch hier die Belemniten völlig. 



ESTELLA 




MESORBITOL/NA - WACKE5T0NE 



Abb. 13. Mittelkreide/Alttertiär-Profil des Estella-Beckens. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 



232 



3.4.4.2 Megasequenz 3=1. Regressionsphase, hier Diapi- 
rismus 

An der Turon/Coniacgrenze, die durch die Gattungen 
Romaniceras und Barroisiceras eingegrenzt werden i\ann, ist 
kein wesentlicher fazieller Unterschied gegenüber dem lie- 
genden Turon erkennbar. Allerdings läßt die benthische Mi- 
krofauna (Regeneration des kalkigen Benthos und Vorherr- 
schen der Ataxophragmiiden) den Beginn einer regressiven 
Sequenz erkennen. Diese Entwicklung wird im Verlauf des 
Coniac durch eine deutliche Zunahme der Karbonat-Sedi- 
mentation manifest. Im Mittelconiac kommt es zu einer ra- 
schen Faziesänderung durch die Ausbildung einer etwa 170 m 
mächtigen flachmarinen Karbonatplattform, die ein Koral- 
len/Rudisten-Bioherm darstellt. Die Entwicklung dieser nur 
lokalen Plattform steht in klarem Zusammenhang mit dem 
Aufstieg der Diapire von Estella und Maestu (Abb. 14, 
Abschn. 4). Schüttungen einer Mikrobrekzien-führenden 
Packstone-Fazies mit restriktivem Faunencharakter in randli- 
che Becken-Bereiche deuten eine beginnende Reliefverstei- 
lung an. Im Hangenden der Kalke verstärkt sich die mit dem 
regressiven Charakter dieser Sequenz verknüpfte Faziesdi- 
versität weiterhin. 

Im Südteil des Estella-Beckens, bei Oteo, setzt sich die re- 
gressive Entwicklung konsequent fort. Dies führt hier zur 
Bildung eines Schwellenbereichs, der bis ins unterste Unter- 
campan hinein persistiert. Demgegenüber entwickelt sich im 
NE-Teil von Altnavarra, bei Zudaire, eine transgressive 
Phase der Sedimentation heraus, die während des Obersanton 
durch eine Faunenassoziation des oberen Bathyals gekenn- 
zeichnet ist (Dicarmella u. a. Planktonten). 

Die Schwellensedimente im S bestehen im Zeitraum Ober- 
coniac-Mittelsanton aus quarzreichen Milioliden-führenden 
Grain- und Rudstones (Abb. 13.3). Diese flachmarinen Kar- 
bonatsande wurden teilweise im vadosen Bereich zementiert 
und stellen z. T. Barren am Plattformrand dar. Für das Ober- 
santon ist hier eine Gastropoden- und Milioliden {Lacazina 
e/o«g«fijj- führende Floatstone-Fazies charakteristisch, die 
einen lagunären Faziesbereich repräsentiert. Insgesamt be- 
trachtet, fällt die Fauna durch deutlich geringere Diversität 
auf, ein Fehlen hermatyper Organismen und eine große Den- 
sität bei den Milioliden. Diese Faktoren weisen in ihrer Ge- 
samtheit auf Extrembiotope hin, wie sie in restriktiven La- 
gunen und hypersalinen Bereichen anzutreffen sind. 

Die Schüttungen dieser Schwelle lassen sich bis in den 
NE-Teil des Beckens verfolgen. So stellen die Kalkbänke des 
Oberconiac (als Spiculae-Packstones: Abb. 13.4) und die un- 
tersantone Kalk/Mergel-Wechselfolge in diesem Bereich den 
distalen Teil dieser Schüttungen dar. Im hangenden Obersan- 
ton entwickelt sich hier eine monotone Folge dunkler Mergel; 
Campan existiert in diesem Beckenbereich nicht (Abb. 13). 

Demgegenüber erreicht das Campan im W Teil des Altna- 
varra-Beckens Mächtigkeiten von bis zu 1400 m. Faziell läßt 
es sich in drei Einheiten gliedern: Auf knollig verwitternde 
Kalke (Spieulae-Wackestones) und Mergel mit reicher 
Schwamm-, Echiniden- und Lamellibranchiatenfauna des 
Untercampan folgt zunächst ein gebankter Kalkarenit-Kom- 
plex (aus Orbitoiden-Peloidpack/grainstones), der mit Orbi- 
toides media und Siderolites vidali unterem Obercampan 
entspricht. Dieser wird im höheren Obercampan von tonigen 
Feinsanden, Tonen und kieseligen Sandsteinen eines aus SW 



progradierenden Deltas abgelöst, das auch hier das Maximum 
der Regression charakterisiert (vgl. Abschn. 3.4.1). Resedi- 
mentierte Triasgerölle des extrudierenden Maestu-Diapirs 
sind im höheren Campan häufig. 

Wie bereits erwähnt (Abb. 13), keilt das Campan nach NE 
rasch aus und fehlt im Raum von Zudaire bereits völlig. Aller- 
dings dürfte hier zusätzlich zum primären Ausdünnen der 
Schichtfolge noch eine Erosionsdiskordanz des transgressi- 
ven Obermaastricht hinzukommen. Beide Phänomene sind 
als Folge des endgültigen Aufstiegs des Estella-Diapirs zu se- 
hen. 

3.4.4.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- 
sionsphase, hier anhaltender Diapirismus 

Das im gesamten Becken von Altnavarra vorhandene, etwa 
80 m mächtige Maastricht besteht im W Beckenteil aus kalki- 
gen und kieseligen Sedimenten, die wiederum Triasgerölle 
führen. Diese klastische Sedimentation verzahnt sich ostwärts 
mit einer mehr karbonatischen Fazies. So besteht das im E' 
Beckenbereich diskordant dem Santon auflagernde 
Obermaastricht aus gebankten Flachwasser-Kalkareniten 
(Orbitoiden-Grain/Rud/Floatstones: Abb. 13.5) mit einer 
reichen Orbitoidenfauna (Orhttoides apiculata, Omphalocy- 
dus macroporus, Lepidorbitoides soaalis, Clypeorbis mamil- 
lata, Siderolites calcitrapoides) , mit Bryozoen, regulären 
Echiniden und Algen. Diese Kalke stellen ebenfalls wieder 
Schüttungen vom Diapirdach des aufsteigenden Estella-Dia- 
pirs dar. Sie werden überlagert von weiteren kalkigen Sand- 
steinen und siltigen Mergeln, mit denen das Maastricht endet. 
Hierüber folgt konkordant im gesamten Beckenbereich der 
Paläozän-Dolomit (vgl. auch Abschn. 3.4.1). Nummuli- 
ten/Alveolinen-Kalke des Mitteleozän stellen nochmals einen 
transgressiven Puls im Bereich der Megasequenz 4 dar, die mit 
höherem Eozän endet und auch hier diskordant von Konglo- 
meraten des Oligozän überlagert wird. Dies entspricht auch 
hier der Basis der postorogenen Megasequenz 5. 

Die hier behandelte Entwicklung des Beckens von Altna- 
varra läßt sehr deutlich den Einfluß des Salzdiapirismus auf 
den sedimentären Ablauf und die Subsidenzgeschichte am 
basko-kantabrischen Kontinentalrand erkennen. Sie hat da- 
mit repräsentative Bedeutung für zahlreiche andere Bereiche 
des Basko-Kantabrikums, in denen Diapirismus eine zwar 
nicht synchron vergleichbare, aber doch analoge Rolle ge- 
spielt hat (vgl. wiederum Abschn. 3.4.1). Auf die Bedeutung 
dieses Diapirismus wird daher im folgenden Kapitel geson- 
dert eingegangen. 

Hier bleibt so viel festzuhalten, daß die Tendenzen der 
Subsidenz-Entwicklung, d. h. der transgressive Charakter 
der Megasequenz 2, der regressive Trend der Megasequen- 
zen 3 und 4, auch in der Diapir-bestimmten Entwicklung des 
Estella-Beckens angedeutet sind, aber im Detail vielfach vom 
Diapirismus überprägt werden. Dies mag bereits für die am 
S-Rand des basko-kantabrischen Schelfs nicht zu erwartende, 
ungewöhnlich starke Subsidenz während der gesamten Mega- 
sequenz 2 gelten. Diese kann zwar durch verstärkte Kipp- 
schoUen-Tektonik und die Bildung eines Halbgrabens (Reit- 
NER 1982, Abb. 5) erklärt werden, zusätzliche Salzabreiche- 
rung im Untergrund ist jedoch ebenso wahrscheinlich. 

Die aus der Entwicklung von Diapirdächern abzuleitenden 
Sonderfazien der höheren Oberkreide beschleunigen und ver- 



233 



stärken zwar den regressiven Charakter der Megasequenz 3, 
die sich gleichzeitig eintiefenden Diapir-Randsenken mit ex- 
tremen Mächtigkeiten und transgressiver, pelagischer Fazies- 
und Faunenentwicklung verlaufen diesem Trend jedoch ent- 
gegen. Ebenso müssen hier auch Erosionshiaten - wenigstens 
zum Teil - mit Diapirbewegungen in Verbindung gebracht 



werden. Auch die organische Entwicklung paßt sich dieser 
Sonderentwicklung an. Das bedeutet aber auch, daß das Bek- 
ken von Altnavarra während seiner gesamten marinen Ent- 
wicklung ab Mittelalb über die N' Schwellenregionen der 
Barranca, der Aitzgorri- und Amo-Antiklinen mit dem offe- 
nen Biskaya-Ozean in Verbindung gestanden haben muß. 



4. DIAPIRISMUS UND SUBSIDENZ DES BASKO-KANTABRIKUMS 

(Abb. 3, 14, 15) 



Bedeutung und Rolle des Salzdiapirismus am Bau der atlan- 
tischen Kontinentalränder ist seit langem bekannt (Mascle 
1977). Nirgends ist dieser Diapirismus jedoch unter so gün- 
stigen Aufschlußbedingungen unmittelbar analysierbar, wie 
im Bereich der Basko-kantabrischen Ketten. Lotze (1955) hat 
dies erstmals erkannt und auf Zusammenhänge mit alten Stö- 
rungssystemen (Diapirzone Dax-Estella) einerseits und der 
Sedimentauflast andererseits (Lage der Diapirkette Villasana 
d. M.-Orduha-Maestu-Estella parallel zu Maximalmächtig- 
keiten der tieferen Oberkreide) hingewiesen. Brinkmann & 
LOGTERS ( 1 967) legten eine erste umfangreiche Materialsamm- 
lung mit Detailstudien an Einzeldiapiren vor, die die Bedeu- 
tung älterer (z. T. herzynischer) Störungssysteme noch un- 
terstrich (Pflug 1967), aber gleichzeitig auch fazielle Sonder- 
entwicklungen durch Diapirbewegungen erkennen ließ, bis 
hin zum Nachweis erster Keuper- und Salinareruptionen im 
Campan (v. Stackelberg 1967). Wiedmann (1980a) hat die 
Bedeutung des Diapirismus für die Entwicklung des basko- 
kantabrischen Kreidebeckens erneut hervorgehoben, frühe 
Diapirbewegungen bereits im Alb und Coniac vermutet und 
gleichzeitig (op. cit., Abb. 8; hier Abb. 3) auf Zusammen- 
hänge mit NW-SE-streichenden (untergeordnet auch NE- 
SW-orientierten) tektonischen Strukturen hingewiesen. 
Neuere Untersuchungen lassen erkennen, daß es sich hierbei 
nahezu generell um Randstörungen des Kontinentalrandes 
und seiner Kippschollen handelt (Reitner 1982, Wiedmann 
1982a, 1982b). Gleichzeitig wird deudich, daß nicht allein die 
Sedimentauflast die Salzbewegung verursacht hat, sondern 
daß im Gegenteil Salzabwanderung zu den Randstörungen 
zur Bildung von Halbgräben auf den Kippschollen führte und 
damit gleichzeitig zu erheblicher lokaler Subsidenz und Se- 
dimentation. 

Neue Untersuchungen bestätigen und präzisieren diese 
Vorstellungen und liefern wesentliche weitere Details über 
die Zusammenhänge von Tektonik, Subsidenz und Diapiris- 
mus am basko-kantabrischen Kontinentalrand. Als beson- 
ders interessant erwiesen sich das Studium des Caniego-Riffs 
am Diapirrand bei Villasana de Mena (Reitner 1982) und die 
Genese des Estella-Diapirs (Schwentke 1983). Ihr Studium 
zeigt, daß zwar eine ± kontinuierliche Salzbewegung wäh- 
rend der gesamten Oberkreide angenommen werden kann, 
daß diese aber trotzdem zu Zeiten tektonischer Maxima 
(,,austrisch", ,,prägosavisch", ,,subherzynisch"/,,intrago- 
savisch", pyrenäisch) gleichfalls kulminiert hat. 



4.1 DER CANIEGO-KALK ALS DIAPIR-RIFF 

(Abb. 14) 

Aufsteigende Salzdiapire können in ± deltaischen Envi- 
ronments Hochgebiete bilden, auf denen sich Flachwasser- 
Organismen in Form von Pinnacle-Riffen ansiedeln können. 
Während dieses Vorganges kann das Diapirdach aufbrechen 
und ein zentrales Lagunen-Becken entstehen, das mit Ton 
und Salinar stark verunreinigt wird. So können sich Dia- 
pir-Atolle mit recht spezifischen Faunen/Floren-Gesellschaf- 
ten bilden. Rezente Beispiele liefert der Schelf der U.S. Golf- 
küste und Mexikos (Poag 1972, Rezak 1977). 

Zwischen Villasana d. M. im W und Alsasua im E findet 
sich auf einer W-E-orientierten Linie eine Kette von post-ur- 
gonen Riffen des höheren Alb (vgl. Abschn. 3.3). Seit länge- 
rem interessierte die Frage, ob es sich hierbei eventuell um die 
Dächer von Diapirembryonen handeln könnte. Reitner 
(1980, 1982) hat diese Frage für die im E gelegenen Riffe nega- 
tiv beantwortet und für ihre Entstehung ein Kippschollen- 
Hoch verantwortlich gemacht. Dies trifft jedoch für das am 
Diapirrand von Villasana de Mena gelegene Caniego-Riff 
nicht zu (Schröder 1980). Hier ist der Zusammenhang mit 
der Bildung einer ersten Diapirbeule im höheren Alb deutlich 
(Abb. 14). In der klastischen Grundsedimentation des Su- 
pra-Urgons ist hier eine Karbonatlinse von etwa 2,5 km se- 
dimentiert worden. Sie zeigt eine deutliche Zonierung, die die 
Rekonstruktion eines Atolls ermöglicht: Debris-Flows im di- 
stalen Vorriff-Bereich, ein wahrscheinlicher Riffkern mit ei- 
ner Skleraktinier-Stromatoporen-Algen-Boundstone-Fazies 
und einer folgenden Acanthochaetetes-Wackestone-Fazies 
und schließlich eine zentrale Lagune mit einer Rudisten-Lofe- 
rit-Fazies. Autigene Quarze und Keupersedimente in den 
Riffkarbonaten deuten auf einen ersten Diapiraufbruch hin. 
Dabei handelt es sich um eines der ältesten Diapir-Ereignisse 
im basko-kantabrischen Raum, das gleichzeitig einen Zu- 
sammenhang mit der bereits erwähnten ,, ausirischen" tekto- 
nischen Aktivität vermuten läßt. 

Zu erneuter verstärkter Diapirbewegung durch den Villa- 
sana-Diapir dürfte es im Grenzbereich Turon/Coniac ge- 
kommen sein, an der es noch einmal zur lokalen Entwicklung 
von Riffkarbonaten gekommen ist (Blank 1983). Die bereits 
von Lotze (1960) beobachtete Mächtigkeitszunahme insbe- 
sondere des Cenoman unmittelbar N' des Diapirs dürfte auf 
die Herausbildung einer Diapir-Randsenke zurückzuführen 
sein. 

Diapir-Riff-Plattformen sind im basko-kantabrischen 
Becken vom tieferen Apt an (Mutiloa-Plattform, vgl. 



234 



VILLASANA DE MENA - DIAPIR 
STADIUM VRACON 



;Utrillas-Flüsse 



N 



» ? 5 i\ IS 

/ o o 




JR82 

Flufl-Rinnen 
Deltasande. Rinnen 
Riffkalk 

Prodeltasilte.-tone 
Evaponle 



-ca 100 km- 



Abb. 14. Entstehung und Faziesmodell des Caniego-Riffkalkes am Villasana de Mena-Diapir (aus REIT- 
NER 1982). 



Abschn. 3.2) bis ins höhere Campan (Murguia-Diapir, vgl. 
Abschn. 3.4.1.2) zu beobachten. Meist sind jedoch nur die 
entsprechenden Schüttungskörper erhalten. Eine Ausnahme 
stellt der Oro-Kalk im Diapir von Murguia dar (v. Stackel- 
BERG 1967), der noch in seiner ursprünglichen Struktur und 
Lage als ehemaliges Diapirdach erhalten ist (Abb. 3). 



4.2 ENTWICKLUNG DES ESTELLA-DIAPIRS 

(Abb. 15) 

Bis ins Turon unterscheidet sich die Fazies-Entwicklung 
des Altnavarra-Profils (Abb. 13) nicht wesentlich von der der 
angrenzenden und ebenfalls mit der Öffnung der Biskaya zu- 
sammenhängenden Becken. Ab Coniac läßt sich dagegen eine 
eigene Becken-Entrsvicklung erkennen, die von der Haloki- 
nese stark beinflußt ist. 

Es ist anzunehmen, daß die Keupersalze bereits in der Mit- 
telkreide mobilisiert und im späteren Diapirbereich akkumu- 
liert wurden. Ab Mittelconiac (Abb. 1 5a) kommt es auf diese 
Weise zu einem lokalen Doming oder ,, Salzkissenstadium" 
(Trusheim 1957). Dies führt, obwohl im zentralen Bis- 
kaya-Ozean das Spreading noch anhält, zur Schwellenbil- 
dung und schließlich zur Entwicklung einer lokalen Karbo- 
natplattform. Die Auflast dieser Plattform führt im Oberco- 
niac und Santon (Abb. 15b) zur Salzabwanderung in 
W-Richtung, womit sich synchron auch die Plattformbildung 
nach W verlagert. Gleichzeitig sinkt der E' Beckenanteil 
durch ,, Massenschwund" (Trusheim 1957) ab und erreicht 
Wassertiefen des Außenschelfs. Im W bildet sich dagegen die 
Hornillos-Atauri- Antikline als neuer Schwellenbereich her- 



aus. Sie ist das Produkt der intrudierenden Salze der Diapire 
von Maestu und Santa Cruz de Campezo (Abb. 3). Dieser 
letztere ist wahrscheinlich nicht extrudiert, aber durch 
BOUGUER-Anomaiie nachgewiesen (Carreras Suarez et 
al. 1978). 

Im Obersanton werden im Diapirdach bereits Verhältnisse 
des Intertidals bis flachen Subtidals erreicht. Die Aufstiegs- 
bewegungen sind von Schüttungen begleitet, die sich mit den 
Beckensedimenten verzahnen. 

Im Campan entwickelt sich das ,,Diapirstadium" im W- 
Teil des Beckens weiter. Im Obercampan kommt es erstmals 
zur Extrusion von Keupermaterial, das zusammen mit mäch- 
tigen Campan-Sedimenten in sekundären Randsenken sedi- 
mentiert wird (Abb. 15c). 

Infolge der Mechanik des Salzaufstiegs und durch gestei- 
gerte Salzmobilität kommt es - zusammen mit synchroner 
Kompressionstektonik im Obercampan und an der Krei- 
de/Tertiärgrenze - zu Salzaufstieg im E' Beckenteil, zur Salz- 
abwanderung nach SE (Zufia-,, Halbdom") und schließlich 
im Eozän zum definitiven Durchbruch des Estella-Diapirs 
(Pflug 1967). Auch diese Bewegungen sind von Schüttungen 
vom Diapirdach begleitet. 

Ursache der großen Mächtigkeitsschwankungen im 
Campan des Beckens von Altnavarra ist die Salzbewegung. 
Der sich nach SE verlagernde Salzaufstieg (Abb. 15d) führt 
im Maastricht zur Reduktion dieser Schichten, teilweise zur 
Erosion des Liegenden. Währenddessen werden im W mäch- 
tige Delta-Sedimente in Randsenken abgelagert. Gleichzeitig 
verlagert sich mit fortschreitender Salzwanderung die Kü- 
stenlinie weiter nach S, bis schließlich Maastricht im W auf 
Campan, im E auf Santon transgrediert. 



235 



W 

Diapir von 
Maestu 




Salzautstieg 



.:;^MAASTRICHT 














-: : 




















■ . — 




























iÜ 




















































^?^^ 





Au t tauchbereich 



siltige Mergel 



Kalkarenit 



Kalk, 
u nge ba n k t 



Mergel 



Nl A C 



Abb. 15. Entwicklung der Oberkreide und des Diapirismus im Estella-Becken. 



Auch in der Diapir-bestimmten Subsidenzgeschichte des 
Beckens von Estella sind damit (Abb. 13, 16) die transgressi- 
ven und regressiven Grundtendenzen der Sedimentation der 
Megasequenzen 2—4 in gleicher Weise entwickelt, wie auch in 
den übrigen Oberkreidebecken. Die regressiven Trends wer- 
den sogar durch die Entwicklung der Diapirdach-Karbonate 
noch verstärkt. Allerdings wird das einheitliche Bild durch 
die nicht konforme Subsidenz von Diapir-Randsenken ver- 
fälscht. In Diapirbereichen kann damit der normale Subsi- 
denzverlauf eines Beckens lokal erheblich abgewandelt wer- 
den. 



Die Bestandsaufnahme der Diapirdach-Sonderfazien und 
aller Diapir-Extrusionen ist noch nicht abgeschlossen; aber 
schon aus den bisherigen Untersuchungen wird deutlich, daß 
die erkennbaren Maxima von Diapirbewegungen mit entspre- 
chenden Maxima tektonischer Bewegungen am basko-kanta- 
brischen Kontinentalrand zusammenfallen. Diese Maxima 
liegen im Alb (,,austrisch"), im Grenzbereich Turon/Coniac 
(,,prägosavisch"), im Campan (,,Subherzynisch"/,,intrago- 
savisch") und schließlich im Eozän/Oligozän-Grenzbereich, 
d. h. zur Zeit der pyrenäischen Orogenese. 



236 



5. VERGLEICHENDE SUBSIDENZGESCHICHTE 

(Abb. 16-18) 



Die vorangehende Diskussion hat verdeutlicht, daß auch 
die Subsidenz-Entwicklung am basko-kantabrischen Kontin- 
entalrand diskontinuierlich abläuft und daß dabei ähnliche 
Stadien oder Phasen durchlaufen werden, wie an den Rändern 
des zentralen Nordatlantik oder am Südatlantik (Jansa & 



WiEDMANN 1982, WiEDMANN 1982a, 1982b). Dies ist insofern 
interessant, als Nordatlantik, Südatiantik und Biskaya - und 
damit auch ihre kontinentalen Ränder - unterschiedliches Al- 
ter besitzen. 



1 


2 3 4 5 6 




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Ö. BISKAYA- 


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• 


ALB 




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VA-S. 




JR8 


ART 






BA 






HA 








VA 






BE 








Tl 

1 










affer Voil et a\ ,1977 



WO r Id wi d e 



b 



Abb. 16. Vergleich der basko-kantabrischen Environmentkurven (a) mit der Kurve globaler Meeresspie- 
gelschwankungen (b) (b nach Vail et al. 1977). 



237 



Um einen möglichst objektiven Vergleich zu ermöglichen, 
wurde bei der Behandlung des Biskaya-Südrandes neutral von 
tektono-faziellen Großeinheiten, hier Megasequenzen, aus- 
gegangen. Diese ermöglichen nicht nur einen objektiveren 
Vergleich, sondern zugleich eine bessere Beschreibung der 
Subsidenz-Phasen, mit denen sie weitgehend zusammenfal- 
len. Vor allem wurde Wert darauf gelegt, die Abhängigkeit 
dieser Sequenzen von Tektonik, Subsidenzgeschwindigkeit, 
eustatischen Meeresspiegelschwankungen und nicht zuletzt 
auch von der Sedimentzufuhr zu beschreiben und soweit 
möglich auch den Faunen- und Florenrespons zu berücksich- 
tigen. 

Dabei sind natürlich (1) die Rifting- und Spreading-Ge- 
schichte der Biskaya und die resultierende Rotation der Iberi- 
schen Platte und (2) die jeweilige Tiefenlage des Untersu- 
chungsgebiets auf dem Schelf von einiger Bedeutung. 

So wurde zunächst ein eigenes Modell für die Geodynamik 
des Biskaya-Raumes während Kreide und Alttertiär entwik- 
kelt und zur Grundlage der weiteren Diskussion gemacht. Bei 
dieser wurden - wo erforderlich - Tröge mit eigener Subsi- 
denzgeschichte separat behandelt. Das Ergebnis ist aus 
Abb. 16a ablesbar, in der die rekonstruierten Environments 
für die Einzelbecken gesondert aufgetragen wurden und z. T. 
erhebliche Abweichungen erkennen lassen. Dies trifft beson- 
ders für Oberkreide und Alttertiär zu, während die Unter- 
kreide im Untersuchungsgebiet von einem einheitlichen Sub- 
sidenztrend beherrscht ist. 

Nachzutragen ist hier, daß sich zwei wichtige Subsidenz- 
Phasen des frühen Rifting bereits im Altmesozoikum abspiel- 
ten, u. zw. zunächst in Zusammenhang mit der frühen Gra- 
benbildung des Nordatlantik. Es sind dies 

1. das frühe Graben Stadium (Abb. 18 A) mit der Abla- 
gerung von kontinentalen Redbeds (Perm-Trias) und der 
In/Extrusion alkaliner Magmen (Obertrias-Lias) und 

2. die Evaporit-Phase mit der Sedimentation mächtiger 
Salze, Gipse, Anhydrite und Dolomite (Keuper und Unter- 
lias: Abb. 18B). Diese Salze spielen vor allem während der 
Oberkreide-Entwicklung des Basko-Kantabrikums eine we- 
sentliche Rolle (Abb. 18E-G). 

Im überwiegend epikontinentalen, ab Callovium sogar re- 
gressiven Jura hat sich das Rifting im Biskaya-Graben nicht 
fortgesetzt. Vor allem hat sich die im Südatlantik ausgeprägte 
und an die Evaporit-Phase anschließende 

3. Schwarzschiefer-Phase mit euxinischer Becken- 
Entwicklung (WiEDMANN 1982c, Abb. 4) in der Biskaya nicht 
ausbilden können, es sei denn, die Ölschiefer-Sedimentation 
im basko-kantabrischen Pliensbach (Dahm 1966) entspricht 
dieser Phase der Ozeanisierung. Das eigenthche Biskaya-Rif- 
ting findet eine zögernde Fonsetzung erst im Oberen Jura, in 
dem eine erneute Phase distensiver Graben/Horst- und Kipp- 
schollentektonik zur Sedimentation der transgressiven Mega- 
sequenz 1 und damit zur Entwicklung 

4. einer 1 . Delta-Phase(,,Wealden": Abb. 18C)geführt 
hat. In dieser Phase werden mächtige Deltafächer, kombiniert 
mit limnischen und brackischen Serien, von der Meseta im S 
(Raum Sedano, Oxford) nach N (Cabuerniga-Rücken, Ti- 
thon) vorgebaut. Im Bereich des zukünftigen Biskaya-Gra- 
bens hält die Sedimentation mit der Absenkung Schritt. An 
der Le Danois-Bank vor Asturien werden an der Jura/Krei- 



degrenze bereits Beckensedimente mit Calpionellen abgela- 
gert, während sich im NE das stark subsidierende Parentis- 
Becken entwickelt (Biskaya- Aulakogen). Wichtig ist festzu- 
halten, daß Distensionstektonik diese Sedimentationsphase 
einleitet und das Kippschollenrelief anlegt, daß sich durch 
Kreide und Alttertiär bis zur endgültigen Orogenese weiter- 
entwickelt. E-W-gerichtete Strukturen (der paläozoische Ca- 
buerniga- oder Las Caldas-Sattel) konkurrieren schon jetzt 
mit den dominierenden NW-SE-streichenden Systemen, wo- 
bei es zweifellos in starkem Maße zu einer Wiederbelebung 
variszischer Strukturen gekommen ist. 

Tektonische Aktivität im Oberjura bis zur Jura/Kreide- 
grenze sind an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa & 
WiEDMANN 1982), im Mediterrangebiet (Wiedmann et al. 
1982c), aber auch in Norddeutschland verbreitet und führen 
teils zum Zerbrechen der jurassischen Karbonatplattformen, 
teils zu basinaler Graben/Horst-Tektonik, teils sind sie mit 
früher Halokinese verknüpft. Dies alles trifft für den basko- 
kantabrischen Raum nicht zu, wo statt dessen das Rift-Sta- 
dium neu belebt wird. Die Bewegungen sind ± zeitgleich mit 
Stilles ,,jungkimmerischer" Kompressionsphase. 

Dieses 1. Delta-Stadium wird am marokkanischen Konti- 
nentalrand im tieferen Dogger durchlaufen (Wiedmann 
1982b, Abb. 9C). 

Ostrakoden und Charophyten, aber auch Bryozoen, Mol- 
lusken und Cyanophyceen besetzen die Biotope dieses konti- 
nental/marinen Übergangsbereiches und ermöglichen zum 
Teil vorzügliche Environment-Analysen (Brenner 1976). 
Diese Vergesellschaftung erweist sich als extrem tolerant und 
erfährt keinen qualitativen Wandel, weder bei der Entwick- 
lung der ,,Wealden"-Kleinzyklen, noch beim Übergang zur 

5. Karbonatplattform-Phase (Urgon). Sie entspricht 
dem ebenfalls transgressiven oberen Teil der Megasequenz 1 
und hat Apt/Unteralb- Alter. Die Entwicklung von Karbo- 
natplattformen ist an ein komplexes System ökologischer und 
tektonischer Faktoren gebunden. Damit mag in Zusammen- 
hang stehen, daß sie sich bevorzugt in der Endphase tektono- 
fazieller Megasequenzen bilden. Im basko-kantabrischen Ur- 
gon ist zudem die Entwicklung von ,, unreifen" Plattformty- 
pen - ohne die typischen Riffstrukturen mit hermatypen Ge- 
rüstbildnern - zu echten Riffkomplexen, die als Inselplatt- 
formen oder Barriere-Riffe in Erscheinung treten, erkennbar. 

Damit steht in unmittelbarem Zusammenhang die Evolu- 
tion spezifischer Flachwasser-Organismen. Während in den 
,, unreifen" Unterapt-Plattformen Dasycladaceen und agglu- 
tinierende Großforaminiferen dominieren und rasch evolvie- 
ren, sind es in den echten Riffen des Oberapt/Unteralb die 
Rotalgen mit krustosen und artikulaten Formen. 

Grundvoraussetzung für die Entwicklung dieser Phase und 
ihrer spezifischen Biotope ist eine Beendigung oder doch 
starke Reduktion der terrigenen Schüttungen der vorange- 
henden Phase, wie auf der anderen Seite das Einsetzen der 2. 
Delta-Phase im höheren Alb und die rasch anschließende Ma- 
ximaltransgression im Cenoman eine Weiterentwicklung der 
Plattformkarbonate unmöglich machen. Im Gegensatz zu 
den begrenzenden Delta-Phasen ist die vorliegende Phase 
durch zunehmende Subsidenz gekennzeichnet, hinter der die 
Sedimentation jedoch zurückbleibt. 

Ein Vergleich mit den ana/homologen (?) Karbonatplatt- 
formen am marokkanischen oder angolanischen Schelf läßt 



238 



deutliche Unterschiede erkennen, die vor allem im Unvermö- 
gen des Biskaya-Schelfs zu sehen sind, eine einheitlich ge- 
schlossene Karbonatplattform zu bilden. Dafür stehen am 
marokkanischen Schelf zwar der gesamte Oberjura (Wied- 
MANN 1982b, Abb. 9E), am Angola-Schelf jedoch auch nur 
Apt und Alb zur Verfügung (op. cit., Abb. 8D, 8 E). Die Ur- 
sache der am Biskaya-Schelf abweichenden Entwicklung mag 
im Anhalten distensiver Bewegungen zu suchen sein, die im- 
mer wieder zu intermittierendem Zerbrechen der Plattformen 
führten und als deren Folge sich das Kippschollenrelief des 
Kontinentalrandes immer wieder durchpaust (Abb. 2, 18D). 

6. Eine 2. Delta-Phase fällt am basko-kantabrischen 
Kontinentalrand mit dem unteren Teil der Megasequenz 2 zu- 
sammen und beendet im wesentlichen, wie bereits erwähnt, 
die Entwicklung der Karbonatplattformen. Auch dieser 
Übergang ist wiederum von starker distensiver Tektonik be- 
gleitet, bei der sich erneut der Vergleich mit Stilles ,,austri- 
scher" Phase aufdrängt. Hier führt sie zu verstärkter Aus- 
dünnung kontinentaler Kruste an den Kontinentalrändern 
der Biskaya und läßt Verbindungen zum Spreading-Beginn in 
der Biskaya erkennen. Schließlich ist auch der erste gehäufte 
Nachweis von Diapirbewegungen auf tektonische Aktivität 
im Alb zurückzuführen, die überdies auch als Ursache der 
nun eintretenden Faziesdifferenzierungen (Abb. 16a) gelten 
muß. Trotz dieser Faziesvielfalt lassen alle Environmentkur- 
ven den transgressiven Charakter der Megasequenz 2 erken- 
nen, der in der Maximaltransgression des Cenoman und Tu- 
ron gipfelt. 



Da die Subsidenz im höheren Alb von S nach N abgestuft 
zunimmt (kontinentale Utrillas-Deltas im S, marine proxi- 
male supra-urgone Delta-Fans im Vitoria-Becken, Prodel- 
ta-Tone der Biskaya-Synkline bis hin zu Turbiditen der 
Deva-Synkline im heutigen Küstenbereich), kann mit einem 
Fortwirken der Kippschollen-Bewegungen gerechnet werden 
und der Entwicklung selbständiger Halbgräben (Abb. 18 E). 
Aus ihnen gehen schließlich die Synklinen der pyrenäischen 
Orogenese hervor. Dies wird bestätigt durch das Fortbeste- 
hen von post-urgonen Inselplattformen auf den trennenden 
Kippschollen-Hochs. Auch auf Diapirdächern kommt es 
erstmals zur Bildung von Riffkarbonaten, deren Formenbe- 
stand sich kaum von dem der echten Urgon-Riffe unterschei- 
det. Die Entwicklung der Dasycladaceen ist weiter rückläu- 
fig, während die Rotalgen an Diversität zunehmen, in den 
Lagunen die capriniden Rudisten und im Riffkern Mg-Kal- 
zit-Sklerospongier neu hinzutreten. Diese werden auch mit 
Änderungen der Wassertemperatur im höheren Alb in Ver- 
bindung gebracht. 

Im vom Diapirismus besonders stark beeinflußten Sedi- 
mentationsbecken von Altnavarra, am Rande des Ebro-Mas- 
sivs, setzt die marine Sedimentation im Mittelalb ein und ver- 
läuft zunächst analog. Während dieser 2. Delta-Phase hält die 
Sedimentation im wesentlichen wieder mit der Subsidenz 
Schritt (Abb. 17), wobei auch die Hochgebiete in den einheit- 
lichen Subsidenztrend einbezogen sind. Der terrigene Input 
in die Becken ist zum Teil beträchtlich. 



1000 




2000 



JR82 



Abb. 17. Subsidenzkurven der Mittelkreidetransgression des Vitoria-Beckens. Subsidenz = Sedimenta- 
tionsmächtigkeiten (nach Reitner 1982). 



239 



7. Erst die folgende Phase der Maximaltransgres- 
sion führt zu einem völligen faziellen und faunistisch/flori- 
stischen Umbruch an der Alb/Cenoman-Grenze. Sie ent- 
spricht dem oberen, weiterhin transgressiven Teil der Mega- 
sequenz 2. Ihr Charakteristikum ist ein Andauern der Subsi- 
denz, hinter der die Sedimentation nun deutlich zurückbleibt 
(Abb. 16, 17). Sie fällt mit einem globalen Meerfesspiegelan- 
stieg zusammen, der im Turon sein Maximum erreicht (Sliter 
1976) und mit verstärkter Bildung ozeanischer Kruste in Ver- 
bindung gebracht wird. Hier liegt gleichzeitig auch das Ma- 
ximum des alkalinen Oberkreide-Magmatismus, der im we- 
sentlichen auf das Biskaya-Synklinorium beschränkt bleibt. 
Das Biskaya-Schelfmeer greift nun weit auf die Meseta über 
(WiEDMANN 1975). Dies führt zu einer raschen Abnahme der 



im Alb noch verbreiteten terrigenen Schüttungen und zu 
weitgehender Faziesnivellierung und -pelagisierung. Ledig- 
lich an den Beckenrändern führt verstärkte Subsidenz zum 
Einsetzen mächtiger silikoklastischer Schüttungen 
(Abb. 18F). 

Der globale Charakter dieser Phase, mit der der junge Bis- 
kaya-Ozean und auch der Südatlantik nun wieder Anschluß 
an den Entwicklungsablauf im Nordatlantik gewinnen 
(Tab. 1), führt zu einem ersten drastischen Wandel auch der 
Organismenwelt. Mit dem endgültigen Ende der urgonen 
Riff-Sedimentation erlöschen gleichzeitig zahlreiche der bis- 
herigen Flachwasserbesiedler und kehren in vergleichbare 
Biotope der höheren Oberkreide nicht mehr zurück. Dies gilt 
ebenso für zahlreiche Rudistengruppen, wie für agglutinie- 



N 

BAY OF BISCAY 



GUIPUZCOA 



OLD 
ÄLAVA NAVARRA EBRO HIGH 




AITZGORRI 
BAY OF BISCAY FLYSCH TROUGHS - 7 HIGH 




PARENTIS 
BASIN 




MAASTRICHTIAN 



TURONIAN 



LAIE ALBIAN 



APTIAN 



EARLY CRETACEOUS 




ARMORICAN 
MASSIV 



EBRO HIGH 



V^<^?cwirrK^-:? 



EARLY JURASSIC 



A TRIASSIC 

Abb. 18. Entwicklungsphasen des basko-kantabrischen Kontinentalrandes (aus WiEDMANN 1982b). 



240 



rende Großforaminiferen (Orbitolinen) oder kalkiges Ben- 
thos (Praealveolinen). Demgegenüber setzt im Oberen Alb 
eine Planktonblüte em (Foramimferen, Calcisphären, Cocco- 
lithen), die bis ins Oberturon anhält und von einer ebenso ra- 
schen Zunahme pelagischer Megafaunen (Ammoniten, Ino- 
ceramen) und irregulärer Echiniden (Mia-aster) begleitet ist. 
Auch Litoralbiotope enthalten reiche Ammonitenfaunen (vor 
allem pseudoceratitische Nebenformen) und außerdem ein 
reiches Epi- und Endobenthos (Exogyren, Hemiaster, erste 
Hippuriten). 

Wie bereits erwähnt, handelt es sich bei dieser Phase um ein 
globales Ereignis, das mit gleichen oder ähnlichen Erschei- 
nungsformen auch vom marokkanischen Schelf, aus dem 
Südatlantik oder dem alpinen Helvetikum beschrieben wer- 
den kann (Tab. 1 ). 

8. Die hierauf folgende regressive Megasequenz 3 (Co- 
niac-Campan) kann als I. Regressions- und Kompres- 
sionsphase bezeichnet werden. Lediglich in den Turbidit- 
becken im N muß mit einem Gleichbleiben der Wassertiefe 
gerechnet werden (Abb. 16a). Die Schüttung silikoklasti- 
scher Turbidite erreicht nun sogar ihr Maximum. Dies geht 
mit einem Ausklingen des Biskaya-Spreadings - bei Fortset- 
zung der Bildung ozeanischer Kruste im zentralen Atlantik - 
Hand in Hand und außerdem mit ersten kompressiven Bewe- 
gungen und beginnender Subduktion am Biskaya-Südschelf 
und in den Pyrenäen. Eine unmittelbare Folge dieser Bewe- 
gungen sind neben lokalen Diskordanzen erneut verstärkte 
Diapirbewegungen. Maxima an der Turon/Coniac-Grenze 
und im Campan lassen wiederum an einen Vergleich mit 
,,prägosavischen" und ,,intragosavischen/subherzynen" 
Bewegungen denken, die in NW-Deutschland gleichfalls mit 
Halokinese verknüpft sind. Die 1. Regressionsphase kulmi- 
niert im Basko-Kantabrikum in einem Deltavorstoß des hö- 
heren Campan in den S' Becken und in erhöhter Faziesdiver- 
sität (vgl. auch Abb. 16a). Es besteht auch während dieser 
Phase völlige Übereinstimmung mit der Entwicklung am ma- 
rokkanischen Kontinentalrand und im Südatlantik (Wied- 
MANN 1982c; hier Tab. 1). 

Gleichzeitig mit dieser 1. Regressionsphase nehmen so- 
wohl Plankton-Häufigkeit als auch Ammoniten-Diversität 
deutlich ab. Das Aussterben der Ammoniten scheint sogar 
bereits vorprogrammiert. Auf Basement-Hochs und Diapir- 
dächern im N, aber ebenso auch in den S' Randbereichen be- 
ginnen sich erneut Karbonatplattformen zu entwickeln, nun 
jedoch mit stark verändertem Formenbestand (Austern, orbi- 
toide und lacazinide Großforaminiferen). Auf den Diapiren 
etablieren sich zum Teil hypersaline Extrembiotope. Herma- 
type Organismen fehlen weitgehend. 

Diapir-Randsenken verlaufen gegenläufig (Abb. 16a) zur 
Entwicklung regressiver Zyklen mit progradierenden Syste- 
men. 

9. Entsprechendes gilt für die letzte marine Megasequenz 4, 
die hier als 2. Regressions- und Kompressionsphase 
ausgeschieden wird (Maastricht-Eozän). In Tab. 1 wurde auf 
eine Unterscheidung verzichtet, da beide Regressionsphasen 
eine einheitliche Geodynamik und ein ähnliches Erschei- 
nungsbild (Abb. 18 G) aufweisen. Bei nachlassender Sedi- 
mentzufuhr und mäßiger Subsidenz kommt es auf dem bas- 
ko-kantabrischen Schelf allerdings zunächst zu einer erneuten 
schwachen ,,Transgression" des Maastricht. Sie bringt den S' 



Beckenteilen eine erneute kurzfristige Faziesdifferenzierung 
(Abb. 16a), den Flyschtrögen dagegen eine erneute Pelagisie- 
rung mit der Sedimentation rein pelagischer planktonreicher 
Kalke und Mergel. Die Faziesdifferenzierung im S äußert sich 
in der Bildung kleinerer Bioherme in überwiegend klastischer 
Grundsedimentation, die aus unterschiedlichen Organis- 
mengruppen aufgebaut sind. Der transgressive Puls des bas- 
ko-kantabrischen Maastricht kann vielleicht mit einem Nach- 
lassen der Subduktion am Kontinentalrand erklärt werden. 
Der Diapirismus hält weiterhin an und dürfte bei den erneut 
zunehmenden kompressiven Bewegungen an der Kreide/Ter- 
tiär-Grenze (laramisch) und der endgültigen Orogenese zwi- 
schen Eozän und Oligozän (pyrenäisch) einen letzten Höhe- 
punkt erreichen. Die Rotfärbung der Paläozänkalke der 
Deva-Synkline wird mit dem Ausfließen benachbarter Dia- 
pire in Verbindung gebracht (Hanisch 1978). 

Die weltweit verbreitete Regression an der Kreide/Ter- 
tiär-Grenze ist nur im Südteil des basko-kantabrischen Bek- 
kens und in den Keltiberischen Ketten deutlich, wo es bereits 
zur endgültigen Heraushebung kommt. In den N' Synklinen 
setzt sich dagegen die pelagische Sedimentation ohne erkenn- 
bare Zäsur über diese Grenze hinweg fort. Dennoch ist im 
klassischen Grenzprofil von Zumaya (Prov. Guipüzcoa) der 
Schnitt in der Entwicklung des Mikro- und Nannoplanktons 
unvermindert deutlich. Ammoniten und planktonische Fo- 
raminiferen zeigen allerdings bereits vor Erreichen dieser kri- 
tischen Grenze Zwergwuchs und Anzeichen von Gehäuse- 
Aberrans, die auf eine äußere Stress-Situation hinweisen. 

Im weiteren Verlauf der Megasequenz nimmt - im Paläo- 
zän - die Zufuhr silikoklastischer Turbidite vor allem in den 
externen Becken erneut stark zu. Die mäßige Subsidenzrate 
wird nun von der verstärkten Sedimentationsrate erheblich 
übertroffen. Die Sedimentation endet mit der endgültigen 
Heraushebung des basko-kantabrischen Schelfs im höheren 
Eozän. Es kann angenommen werden, daß die Entwicklung 
dieser letzten marinen sedimentären Phase des Basko-Kanta- 
brikums weitgehend von der im Paläozän wieder verstärkt 
einsetzenden Subduktion am Schelfrand und in den Pyrenäen 
abhängig ist. Allerdings zeigt der Vergleich mit dem marok- 
kanischen Schelf, daß synchron auch in diesem Bereich die 
Heraushebung erfolgt, dort jedoch ohne Subduktion 
(Tab. 1). 

Abb. 16a verdeutlicht sehr gut die differenzierte Subsidenz 
der einzelnen Kippschollen des Kontinentalrandes. Diese 
Subsidenz nimmt von S (Vitoria-Becken) nach N (Biskaya- 
Synklinorium, Deva-Synkline) deutlich zu und ist im Becken 
selbst nicht mehr erfaßbar. Im südlichsten Küstenbereich sind 
die Oszillationen naturgemäß noch besser ausgeprägt. Auch 
die Verfälschung des generellen Trends durch Diapirismus 
(Estella-Becken) wird erkennbar. Das Diagramm läßt damit 
erkennen, daß erst kombinierte Ozeanbecken/Kontinental- 
rand-Untersuchungen klare Vorstellungen über die Subsi- 
denzgeschichte beider Gebiete vermitteln. Besonders interes- 
sant scheint uns außerdem der Vergleich mit der globalen 
Kurve relativer Meeresspiegelschwankungen (Vail et al. 
1977, 1980; hier Abb. 16b). Hieraus geht hervor, was an der 
Subsidenzentwicklung des Biskaya-Südrandes ,,local Noise" 
ist und was - auf der anderen Seite - globalen Tendenzen und 
Prozessen entspricht. Globalen Trends entsprechen ganz of- 
fensichtlich die transgressiven Tendenzen der Megasequen- 





































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zen 1 und 2, d. h. präziser, die Urgon- und die Maximaltrans- 
gression der Mittelkreide. Nicht befolgt werden dagegen von 
der basko-kantabrischen Entwicklung die globalen regressi- 
ven Phasen im höchsten Berrias, im Apt und im Türen. Eben- 
falls unabhängig verläuft die am Südrand der Biskaya bereits 
ab Coniac - also in den Megasequenzen 3 und 4 - deutlich re- 
gressive Entwicklung, die dann zur vollständigen Heraushe- 
bung und Auffaltung an der Eozän/Oligozän-Grenze führt. 
Während im hier nicht erfaßten südlichen Litoralgebiet des 
basko-kantabrischen Beckens diese Heraushebung bereits 
früher, an der Kreide/Tertiär-Grenze erfolgt und damit der 
globalen Kurve (Abb. 16b) vollständig entspricht, ist diese 
Entwicklung in den nördlichen Teilbecken nicht einmal als 
Trend erkennbar. 

In Abb. 18 sind noch einmal die Hauptphasen der Subsi- 
denzentwicklung am Biskaya-Südrand stark vereinfacht zur 
Darstellung gebracht. Tab. 1 stellt dagegen den Versuch dar, 
die im vorliegenden Beitrag beschriebenen Subsidenzphasen 



des basko-kantabrischen Beckens und Kontinentalrandes mit 
anderen mesozoischen und insbesondere kretazischen Kon- 
tinentalrändern zu vergleichen. Dabei wird vor allem auf die 
Unterschiede der Entwicklungstempi abgehoben, die vor al- 
lem beim Vergleich zwischen Nord- und Südatlantik deutlich 
sind, zwischen denen die Biskaya in mancher Hinsicht ver- 
mittelt. Zwar beginnt hier das frühe Rifting gemeinsam mit 
dem Nordatlantik im Perm, setzt sich dann aber erst wieder ± 
zeitgleich mit der Anlage des Südatlantik im obersten Jura 
fort. Mit der globalen Mittelkreide-Transgression haben 
trotzdem alle drei Ozeane den gleichen Entwicklungs- oder 
, ,Reife"-grad mit unserer Phase der Maximaltransgression er- 
reicht. Vergleiche zur Beckenentwicklung der alpinen Tröge 
drängen sich auf, sollen aber hier zunächst nur zur Diskussion 
gestellt werden. Vergleiche mit älteren Orogenzonen und 
jüngeren Grabensystemen liegen auf der Hand, sind aber 
nicht mehr Gegenstand der vorliegenden Betrachtung (vgl. 
WiEDMANN et al. 1982c). 



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Zitteli.ina 


10 


245-254 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



The Cretaceous of the Southwestem Iberian Ranges (Spain) 



By 

LORENZO VILAS, ANGELA ALONSO, CONSUELO ARIAS, ALVARO GARCIA, JOSE RAMON MAS, 

RICARDO RINCON & NIEVES MELENDEZ'-) 

With 8 text figures 



ABSTRACT 



The distribution of facies and tectosedimentary episodes of 
the Cretaceous of the Southwestem Iberian Ranges have been 
studied in the present paper. Two main paleogeographic areas 
are being established: the Southwestem Iberian Trough and 
the Gulf of Albacete, both of which are valid during the Lo- 
wer Cretaceous but it is not possible to distinguish these areas 
during the Upper Cretaceous because the basin is wider and 
homogeneous. The amphtude and characteristics of the com- 
plex stratigraphic gap between the Jurassic and Cretaceous re- 
cords have been analysed, estabUshing five episods of tectonic 
mobility. 



Eighteen paleogeographical maps have been established re- 
presenting the whole of the Cretaceous evolution. This paleo- 
geographic evolution took place during eight main sedimen- 
tary cycles, grouping into five tectosedimentary episodes se- 
parated by important changes in the configuration of the ba- 
sin. These five episodes represent the evolution of an aulaco- 
gen: a) The graben stage during the Lower Cretaceous, b) The 
flexure stage during the Middle and Upper Cretaceous and c) 
The folding phase starting at the end of the Cretaceous. 



KURZFASSUNG 



Die Faziesverteilung und die durch Tektonik beeinflußte 
Sedimentationsgeschichte während der Kreide in den süd- 
westlichen Iberischen Ketten wird vorgestellt. Zwei 
paläogeographische Hauptgebiete können unterschieden 
werden: Der südwestliche Iberische Trog und der Golf von 
Albacete; beide lassen sich in der Unterkreide gut unterschei- 
den, jedoch in der Oberkreide wird das Gesamtbecken breiter 
und homogener. Der Umfang und die Besonderheiten des 
Komplexes ,, Stratigraphic Lacune" zwischen dem Jura und 
der Kreide wurden analysiert; es konnten 5 Phasen tektoni- 
scher Mobilität ausgeschieden werden. 

Auf 18 paläogeographischen Karten ist die gesamte Krei- 



deentwicklung dargestellt. Diese paläogeographische Ent- 
wicklung zeigt 8 Haupt-Sedimentationszyklen, die in 5 tec- 
to-sedimentäre Epochen zusammengefaßt werden, jeweils 
durch eine Veränderung in der Becken-Konfiguration unter- 
scheidbar. 

Diese 5 Epochen repräsentieren die Entwicklung eines Au- 
lacogens: 

a) Graben-Bildung während der Unterkreide, 

b) Verbiegungen (Flexuren) während der Mittleren 
und Oberen Kreide, und 

c) die mit dem Ende der Kreide beginnenden Fal- 
tungsphasen. 



INTRODUCTION 



We study here the Cretaceous facies distribution and tecto- 
nosedimentary evolution in the southwestem area of the Ibe- 



L. ViLAS, A. Alonso, C. Arias, A. Garcia, J. R. Mas, 
R. RiNCON, N. Melendez, DepanamentodeEstratigrafia, Uni- 
versidad Complutense y U. E. I. Correlaciones Estratigräficas y 
Paleogeografia, C. S. I. C, Madrid - 3, Espana. 



rian Range (Spain). Many authors have previously worked in 
this area. Some of them have mainly studied the Cretaceous in 
its regional contest: Fourcade (1970), Garcia (1977), Arias 
(1978), Mas (1981). Others have carried out more general stu- 
dies giving special attention to Cretaceous rocks: Viallard 
(1973), - Melendez (1973), Ch.\mpetier (1972). Some other 
stratigraphical studies have been also useful here: Melendez et 



246 



alt. (1974), Mas et al. (1977), Garcia et al. (1978), Arias et al. 
(1979), Mas et al. (1982). The are some non published studies 
about Cretaceous stratigraphy in this area: Gimenez (1981), 



Perez DEL Campo (1982), Zabala (1982), Rev (1982). Alvaro 
et al. (198 1 ) propose a general geotectonic model for this area. 



SITUATION 




Flg. I . Geographica! and geological Situation of the studied , 



247 



The Cretaceous Sediments of the Iberian Peninsula can, in 
outline, be divided into two groups: 

One whose marine influence comes from the West or the 
Nonh, as is the case of the Portuguese Cretaceous and that of 
Castille North of Spain, and another whose influence comes 
from the East or South, as is the case of the Beticas, Iberica s. 
s. and Catalänides. 

Keeping in mind the paleogeographic distribution during 
this period this first group could be called Proto- Atlantic Cre- 
taceous and the second, Tethys Cretaceous. The areas descri- 
bed skirt the Meseta which, at times, acts as a source area. 
Within the Cretaceous having a clear influence from Tethys, 
is that belonging to the area we have named Iberica s. s. within 
which it is possible to distinguish two areas that are well sepa- 
rated, especially in the Lower Cretaceous: one in the 
northeast that includes the Aragonese sector of this Range and 
the Maestrazgo, and the other in the southwest with its Castil- 
lian sector and the southern Levantine region (Fig. 1). 

Within the area studied in this paper, a series of zones can 
be established according to their present disposition as well as 
some paleogeographic features, even though this division is 
only valid for the Lower Cretaceous (Fig. 2), since during the 
Upper Cretaceous the extent of the transgressions makes a 
characteristic paleogeographic division difficult. 

The area of our study for the Lower Cretaceous is limited in 
the west as well as in the east by two basin edges that have be- 
haved differently: the Meseta that behaves as an active edge as 
regards the contribution of Sediments, and the High of Java- 
lambre-Valencian Massif that only acted as an obvious source 
area during the first episodes of Cretaceous Sedimentation . In 
the south, the boundary of the Betic basin is formed at present 
by a tectonic accident that is the reflection of a flexion that exi- 
sted during the Cretaceous and that was the cause of a depres- 
sed area that we call the Jumilla-Yecla zone (outer Prebetic). 
In this basin with its boundaries, two areas can be distinguis- 
hed: the southwestern Iberian Trough, with SE-NW trans- 




Fig. 2. Main paleogeographical features for the Lower Cretaceous. 



gressions and the Albacete Gulf with E-W transgressions. Fi- 
nally, there is the fracture zone that borders on the Albacete 
Gulf in the north, and affects the southwestern Iberian trough 
as well as the Valencian Massif. This fracture zone is clearly 
related with the Sierra Martes High (Arias et al. 1979). 



STRATIGRAPHIC DISCONTINUITY OF THE CRETACEOUS BASE 



Of the three areas in which the region has been divided for 
the Lower Cretaceous, a stratigraphic lacuna exists in the Al- 
bacete Gulf and the Southwest Iberian Trough between the 
Jurassic and Cretaceous Sediments extending, at least, part of 
the Portlandian, the Berriasian and part of the Valanginian. 
However, in the Jumilla-Yecla zone, this lacuna is either quite 
reduced, or does not exist at all. For this reason, the problem 
will be dealt with only as regards the first two areas mention- 
ned above. The basement of the Cretaceous Sediments 
throughout the region is formed by Jurassic Sediments, al- 
though there are some very local exceptions where they lie di- 
rectly on Triassic Sediments. The farther west one goes in the 
Albacete Gulf or northwest in the Iberian Trough, the older 
the Jurassic Sediments forming the basement become. At the 
same time, it can be seen how the Jurassic Sediments have been 
affected by periods of erosion and tectonic mobility prior to 
Cretaceous Sedimentation. Moreover, the age of the first Cre- 
taceous deposits varies all along the zone. If we consider only 
the Cretaceous Sediments, starting from the first expansive 



stage in the basin, that is, from the Upper Barremian, the age 
of the base of these Sediments becomes younger the fart- 
her northwest or west one goes, depending on the zone. 

The sum of the erosion of the Jurassic basement and the 
diachrony of the definite beginning of Cretaceous Sedimenta- 
tion, gives an increase in the stratigraphic lacuna in the direc- 
tion indicated in Fig. 3. Keeping in mind the present disposi- 
tion of the outcrops, some Sediments from the Lower Barre- 
mian age appear in this lacuna, but lacking in continuity; al- 
though in the eastern zones, they are situated, by age, almost 
in continuity with the rest of the Cretaceous Sediments, in the 
western zones, there is an ever-increasing Separation between 
them. This is due to the fact that from the Oxfordian to the 
Upper Albian, a series of tectonic mobility stages were usu- 
ally accompanied by periods of erosion. Considering the in- 
formation available at present, together with the contribution 
made in this report, an attempt can be made to establish the 
main episodes: 



248 



NW 




TURONIAN 
CENOMANIAN 
ALBIAN 
j APTIAN 
^ BARREMIAN 
HAJTERIVIAN 
VALANGINIAN 
BERRIASIAN 

PORTLANDIAN 
KIUMERIDGIAN 
OXFORDIAN 

DOGGER 



Fig. 3. Stratigrjphic.ll Licune between the Jur,issic .ind Cretaceous Sediments. 



a) Beginning in the Oxfordian, it corrcsponds to a 
slow elevation of the entire zone, accompanied by 
an eastward tilt. 

b) Post-Portlandian - Pre Upper-Valanginian, with 
fracturing in blocks due to the reactivation of Her- 
cinic fractures. 



c) Intra-Hauterivian - similar to the above. 

d) Intra-Barremian: with fracturing in blocks and a 
first, general enlargement of the Sedimentation area 
of the basin. 

e) Base of the Upper Albian: with a general eastward 
tilt and an elevation of the Meseta. 



FACIES DISTRIBUTION 



An analysis of the division, geometry, facies and chrono- 
stratigraphic position of the differentiated Cretaceous forma- 
tions has made it possible for us to establish the distribution of 
the main sedimentary environments for each differentiated 
chronostratigraphic interval. The choice of intervals was 
made according to the possibility of datings or the need to 
demonstrate important paleogeographic changes during cer- 
tain time lapses within the Cretaceous. 

From the Berriasian only marine Sediments with marine 
characteristics similar to those of the Portlandian are known 
in the Jumilla-Yecla zone. In the remaining areas, either there 
was no Sedimentation, or it was later eroded. (Fig. 4.1). 

During the Valanginian-Hauterivian (the fossils found do 
not permit greater precision), the marine influence quickly 



advanced in a narrow, elongated basin predetermined by ba- 
sement tectonic together with the reactivation of Tardiherci- 
nian strike-slip faults, basically in a NW-SE direction. La- 
goon and tidal piain environments appear which, in turn, are 
bordered on the NW by coastal alluvial plains with a certain 
tidal influence, (Fig. 4.2). In the Jumilla-Yecla region, the Se- 
dimentation is marine of a recifal nature. 

In the Lower Barremian (Fig. 4.3), probably covering as 
well the Upper Hauterivian, the Sedimentation continues in a 
narrow trough, reaching more northernly positions and deve- 
loping as well in other points within the Albacete Gulf. Du- 
ring this stage, in the entire basin within the Iberian trough, 
there was a predominant appearance of paralic environments 
with a more littoral nature in the extreme southeast and more 



249 




Fig. 4, Paleogeographical maps: 4.1 Berriasian. 4.2 Valanginian-Hauterivian. 4.3 Lower Barremian. 4.4 
Upper Barremian. 4.5 Bedoulian. 4.6 Lower Gargasian. 



Continental towards the NW. A narrow connecting band exi- 
sted between the two in which marsh environments prevailed 
of mixed terrigenous-carbonate nature. In general, within 
this group of paralic environments, the carbonate facies pre- 
vailed towards the SW in the Albacete Gulf, while the silici- 
clastics were concentrated round the High of Javalambre-Va- 
lencian Massif. In the northeastem area of the Jumilla-Yecla 
zone, the Sedimentation is of a carbonate nature with a very 
strong marine influence. 

From this moment, the paleogeography of the region un- 
dergoes an important change due to an important interval of 



tectonic instability. This new stage begins with the appea- 
rance of coastal alluvial plains, during the Upper Barremian, 
together with extensive silty inundated plains, with lacustrine 
subenvironments. In the southeasternmost part, calm envi- 
ronments prevail with an internal, carbonate platform of the 
Urgonian type, with a wide development of Rudists, essen- 
tially Requienids. Between these marine environments and 
the Continental ones, there is a wide band of coastal environ- 
ments of a mixed terrigenous-carbonate nature, surrounded 
on the north by marshes, (Fig. 4.4). 

In the Bedoulian (Fig. 4.5), an Urgonian type platform ap- 



250 



pears in the basin with calm, carbonate, inner platform envi- 
ronments, with a large development of Rudists, basically Re- 
quienids and Monopleurids. Skirting it on the north, there is a 
coastal band of a mLxed terrigenous-carbonate nature in 
which coastal bars, Channels and tidal plains develop. 

The Lower Gargasian corresponds to a regressive stage, 
with a sudden arrival of terrigenous Sediments basically from 
the Meseta to the basin, where coastal alluvial plains appear. 
In the southern region, mixed terrigenous-carbonate lagoon 
coastal environments appear, of a more open nature the far- 
ther south one goes, (Fig. 4.6). 



During the Upper Gargasian-Clansayesian, (Fig. 5.1), the 
installation of a new Urgonian platform of lesser extension 
than the previous one occurred which, in the outermost zo- 
nes, offers a large development of Rudists (Requienids and 
Monopleurids) and Corals. Skirting this platform, there were 
mixed terrigenous-carbonate coastal environments with a de- 
velopment of coastal bars and tidal plains. In the northern 
part, coastal alluvial plains developed. This stage ends with 
the important arrival of terrigenous Sediments to a large part 
of the basin, corresponding to the Lower-Middle Albian, 
forming the base of the "Arenas de Utrillas", (Fig. 5.2). The 




Fig. 5. Paleogeographical maps: 5.1 Upper Gargasian-Clansayesian. 5.2 Lower-Middle Albian. 5.3 Up- 
per Albian (lower part). 5.4 Upper Albian (upper part). 5.5 Lower Cenomanian. 5.6 Middle Cenomanian. 



251 



deposits, corresponding to this time and that display a greater 
carbonate internal plattorm marine influence, are limited to 
the southernmost zone. In the western and northem part of 
the basin, alluvial and coastal piain environments appear and 
which, in their most distal areas, were clearly influenced by 
tides. Between these there is a mixed terrigenous-carbonate 
coastal band with coastal bars and a lagoon. The expansion of 
the basin begins at this moment, surpassing the High of Java- 
lambre-Valencian Massif. This process presents two trans- 
gressive pulses: one corresponding to the Upper Albian, in 
which an internal carbonate platform was installed, skirted on 



the W by mixed terrigenous-carbonate coastal environments, 
(Fig. 5.3). The zone more to the west parallel to the previous 
one, facies are found corresponding to proximal to distal allu- 
vial plains that correspond to the " Arenas de Utrillas" Forma- 
tion. In the second pulse, which took place during the Vraco- 
nian, after a short regressive episode, a more complex, more 
extensive, carbonate, internal platform was mstalled, 
(Fig. 5.4). 

As a result of all this, the basin offers conditions from 
which a clear homogenization of the same is produced du- 
ring the Cenomanian with the definite Installation of a relati- 




Fig. 6. Paleogeographical maps: 6.1 Upper Cenomanian. 6.2 Lower Turonian (basal pan). 6.3 Upper 
Coniacian. 6.4 Santonian- Lower Campanian. 6.5 Upper Campanian-Lower Maastrichtian. 



252 



vely Stahle epicontinental platform throughout the entire Ibe- 
rian region, (Fig. 5.5). The Sedimentation in this platform be- 
gins in the western part with open, carbonate lagoon envi- 
ronments, showing a strong influence of fine terrigenous Se- 
diments. In the western and nonhem parts, restricted lagoon 
environments prevail of a mixed fine terrigenous and carbo- 
nate nature. Related with these are extensive zones of marshy 
tidal plains, changing into Continental terrigenous facies to- 
wards the NW and W. 

During the Middle Cenomanian, a carbonate internal plat- 
form was installed throughout the entire region, (Fig. 5.6). 
The Upper Cenomanian is characterized by a basic fact which 
is the general homogeneization of the basin, with the appea- 
rance of wide carbonate tidal plains, (Fig. 6.1). 

Another transgressive period begins in the Lower Turonian 
(Fig. 6.2), which, during the first stage, causes a complete 
homogeneization, with the Installation of an extensive carbo- 



nate platform tilted northwards in which the outermost envi- 
ronments are found, including ammonites and planctonic 
foraminifers. During the second stage, a regressive tendency 
is initiated and a carbonate ramp is formed with more external 
zones of micritic Sedimentation and Rudist patches, together 
with other more superficial zones where large calcarenitic 
bars develop. After this, there is an Interruption episode 
throughout the entire area and which includes, at least, the 
Upper Turonian and part of the Coniacian. Starting at this 
point, an extensive, superficial and complex, internal carbo- 
nate platform appears, reaching its maximum development 
during the Upper Santonian, (Figs. 6.3 and 6.4). 

The regressive tendency ends during a second stage develo- 
ped in the Upper Campanian-Maastrichtian, and in which ex- 
tensive plains appear near the coastline with permanent mar- 
shes and lakes containing carbonate and lutitic Sedimentation, 
(Flg. 6.5). 



SEDIMENTARY CYCLES AND TECTOSEDIMENTARY EPISODES 




Fig. 7. Sedimentary cycles and tectosedimentary episodes. 



253 



The different types of facies described, their horizontal di- 
stribution for each age and the variations in their vertical di- 
stribution, have made possible to establish eight sedimentary 
cycles for the Cretaceous of this sector of the Iberian Range 
(Mas et al. 1982). These sedimentary cycles are usually sepa- 
rated by stratigraphic discontinuities of different classes, re- 
flected by important changes in their sedimentologic and pa- 
leogeographic evolution. These eight sedimentary cycles can 
be grouped, at the same time, into five large tectosedimentary 
episodes (see below) whose boundaries are determined by 
events that effect on the whole entire area in question. The 
cycles, the tectosedimentary episodes, as well as the temporal 
and spatial position occupied by the eighteen differentiated li- 
thostratigraphic units, are represented in Fig. 7. 

The first cycle (I), developed during part of the Valanginian 
and/or part of the Hauterivian (no definite paleontological 
confirmation on the same exists), appears only in limited 
areas within the southwestern Iberian Trough. It corresponds 
to the beginning of Sedimentation after an absence of deposits 
and erosion, during which time important episodes of tecto- 
nic instabiliry occurred in almost the entire area studied. The 
Sediments were deposited in a narrow, elongated basin, pre- 
determined by a tectonic of basement blocks together with the 
reactivation of Hercinian strike-slip faults. In general, this 
cycle offers a regressive nature and terrigenous Sediments 
predominate. 

After another interval of tectonic instability, reflected by 
sedimentary interruption with a period of erosion, an abrupt 
change was brought about in Sedimentation conditions, but 
the paleotectonic guideHnes that condition the shape of the 
basin were maintained. Under these circumstances, cycle II 
evolved mainly during the Lower Barremian, although it can 
also be represented at the top of the Hauterivian. It begins 
with a short period characterized by a transgressive trend fol- 
lowed by another regressive period. The Sediments, corres- 
ponding to this cycle, are terrigenous or carbonatic, depen- 
ding on the area. 

Cycle III, which includes the Upper Barremian and the Be- 
doulian, corresponds to the expansive stage of the basin, with 
the development of the transgression that produced the Instal- 
lation of a marine platform with Urgonian Sedimentation. 
This transgression is complex, as it developed from a double 
pulse, the first corresponding to this cycle, (Arias et alt. 
1979). The base contains mainly fine terrigenous Sedimenta- 
tion, changing into carbonate as the transgression advances. 
Only at the very end of this cycle can regressive features be 
found. 

Cycle IV includes the Upper Aptian and the Lower and 
Middle Albian, and corresponds to the second pulse of the 
Aptian transgression. A large part of the "Arenas de Utrillas" 
Formation is found at the top. The base of the cycle is trans- 
gressive, starting with terrigenous Sediments that correspond 
to coastal alluvial plains, passing to lagoons and ending, 
towards the top, in an Urgonian carbonatic platform, less ex- 
tensive than the previous one. This cycle finishes with a re- 
gression caused by the powerful arrival of terrigenous Sedi- 
ments from the Meseta that cover a large part of the basin. 

Cycle V develops during the Upper Albian and includes 
two transgressive pulses, abruptly interrupted at the top. The 
Upper is more extensive than the lower one, and both develop 



in a northwestern direction, according to the model given by 
Garcia et al. (1978). This cycle represents the base of the 
large transgression of the Upper Cretaceous in the Iberian 
Range, where the expansion of the basin is considerable, sur- 
passing for the first time the Javalambre High and the Valen- 
cian Massif which, tili the moment, had closed the basin on 
the northeastem side. 

Cycle VI occurs throughout the entire Cenomanian and in- 
cludes a transgressive-regressive series with carbonate Sedi- 
ments. During this cycle, a clear homogenization of the ba- 
sin is produced. The most important point is the Installation 
of extensive carbonatic tidal flats. 

Cycle VII represents the Turonian (s . 1 . ) ; however, its con- 
tinuiry cannot be determined in the Upper Turonian. In gene- 
ral, it has a regressive nature which is abruptly interrupted 
towards the top. It corresponds to the stage in which the basin 
underwent a maximum opening towards the open sea, with 
the Installation of Ammonite and planctonic Foraminifera en- 
vironments. Towards the top Rudist patches predominate. 

After this cycle, it has not been possible to make a paleonto- 
logical d istinction of the Upper Turonian nor of a large part of 
the Coniacian throughout the southwestern Iberian Range. 
This coincides with a stage in which there are signs of evident 
sedimentary interruption in the entire area. For this reason, 
and due to a lack of more conclusive evidence, we believe 
there is a possible lacune which would include the above men- 
tioned time interval. 



sw 



NE 




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1 1 




Fig. 8. Tectosedimentary episodes (see text). 



254 



After this Interruption, the Sedimentation is renewed with 
Sediments of an obvious Continental influence which form the 
base of cycle VIII. Tliis cycle, belonging to the Senonian, de- 
velops rapidly into a shallow carbonatic platform, initiating at 
once a regressive period that occupies the greater part of the 
cycle. The cycle ends with the intallation of Continental envi- 
ronments near the coastline. 

These eight sedimentary cycles in which the Cretaceous Se- 
diments of this region have been divided, can be grouped into 
five tectosedimentary episodes, based on tectonic phenomena 
of varying importance with repercussions in Sedimentation. 

In Fig. 8 the different tectosedimentary episodes are repre- 
sented by way of an imaginary section of the SW Iberian 
Trough in a SW-NE direction. 

The first episode includes cycles I and II and is characteri- 
zed by a strong Sedimentation influenced by a tectonic of ba- 
sement blocks, with the formation of throughs and little bas- 
sins related with grabens that offer strong subsidence and a 
large amount of Sedimentation. Within this episode, and be- 
tween cycles I and II, a greater expansion of the basin can be 
seen in the latter, taking into consideration the present out- 
crops. In the second episode, which includes cycles III and 
IV, instability continues, represented by the movement of 
blocks that divide the basin in zones of differentiating subsi- 
dence. But, in general, this mobility is much less than in the 
previous episode, which allows for a greater expansion of the 
Sedimentation area that coincides with the " Aptian transgres- 
sion", causing the development of Urgonian carbonate plat- 
forms. By the end of this espisode, the arrival of terrigenous 



contributions begins in the Albacete Gulf, representing the 
regressive stage of cycle IV, without any discontinuitv with 
the Urgonian limestones. The third episode, which includes 
cycles V and VI, begins with the arrival and expansion of ter- 
rigenous Sediments in the basin, having caused an evident pre- 
vious erosion in some areas. This fact may be a reflection of 
an elevation of the Meseta area at this time. During this episo- 
de, the subsidence is of a generalized nature and not differ- 
entiated in blocks, causing a homogenization of the basin in 
the Upper part with the installation of an extensive epiconti- 
nental shelf. In the fourth episode, which includes cycle VII, 
the epicontinental platform is enlarged and deepened, ope- 
ning northwestwards by means of a tilt on a NW-SE axis. Du- 
ring this episode, the Proto-Atlantic and the Tethys basins 
were possible joined together through the high of the we- 
sternmost part of the region under study. Finally , and after an 
important interruption in Sedimentation, the fifth tectosedi- 
mentary episode appears, which includes cycle VIII. During 
this episode, the basin becomes shallow and is finally divided 
into little basins with an increasmgly more Continental nature. 
The geometiy of this division does not appear to have any re- 
lation with that of the Lower Cretaceous. 

FoUowing the consideration of aulocogene, established for 
the Iberian Range by Ai varo et al. (1981), with reference to 
all the Sediments from the Permian to the Cretaceous, the evo- 
lution we described for the Cretaceous with its stages of frac- 
turing and graben (Lower Cretaceous), flexure (Upper Creta- 
ceous) and folding (Final Cretaceous), corresponds in itself to 
the internal development of an aulacogenous through. 



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255 



Zitteliana 


10 


255-264 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Le Cretace inferieur de Tunisie 
Apercu stratigraphique et sedimentologique 

Par 
PIERRE FELIX BUROLLET, LUCIA MEMMI et ALI M'RABEP^) 

Avec 2 figures dans le texte et 1 tableau 

RESUME 



Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable ä la fois par 
la puissance (jusqu'ä 4000 m) de ses Sediments et la variabilite 
de ses depöts. Ces series ont ete subdivisees en unites litho- 
stratigraphiques, d'utilisation courante. De meme, l'abon- 
dance des fossiles (Ammonites, Foraminiferes) ä certains ni- 
veaux ä permis d'etabiir des subdivisions biostratigraphiques. 
Parallelement l'etude sedimentologique a precise les milieux 
de Sedimentation et l'evolution paleogeographique de ces se- 
ries. 

En Tunisie, trois sequence sedimentaires peuvent ainsi etre 
distinguees. La premiere du Jurassique terminal au Barremien 
p. p. est regressive. Elle correspond essentiellement ä la mise 
en place d'un complexe terrigene progradant de type deltaique 



depuis le Nord du Sahara jusqu'en Tunisie centrale. Vers le 
Nord, on passe ä des depots mamo-calcaires oü les recurren- 
ces turbiditiques sont frequentes. Les deux sequences suivan- 
tes datees du Barremo-Aptien sont transgressives puis regres- 
sives. 

En Tunisie Centrale et meridionale, les depots sont carbo- 
nates, terrigenes ou evaporitiques de type plateforme. Plus au 
Nord, ils sont relayes par des facies carbonates ä Clements re- 
cifaux puis par des marnes de mer ouverte. L'ensemble trans- 
gressif du Cretace superieur debute dans l'Albien. 

La repartition des facies et des epaisseurs de ces series est re- 
gte par des facteurs structuraux auxquels s'associe le debut de 
mouvements halocinetiques. 



KURZFASSUNG 



Die Unterkreide in Tunesien ist bemerkenswert durch ihre 
große Mächtigkeit (bis 4000 m) und die Verschiedenartigkeit 
der Sedimente. Diese Serien wurden in lithostratigraphischen 
Einheiten unterteilt; reiche Ammoniten- und Foraminiferen- 
funde erlaubten eine biostratigraphische Gliederung. Sedi- 
mentologische Untersuchungen halfen die paläogeographi- 
sche Entwicklung zu erhellen. 

Man kann drei Sedimentations-Abfolgen unterscheiden: 
Die erste Abfolge ist regressiv beginnend mit dem Ende des 
Jura bis in das Barreme. Ein terrestrischer Komplex in Form 
eines Deltas rückt nordwärts aus der Nord-Sahara bis nach 
Mittel-Tunesien vor. Nach Norden zu folgen Mergel-Kalk- 



Folgen mit häufigen Turbidit-Einschaltungen. Die beiden 
nachfolgenden Sequenzen sind zunächst transgressiv, dann 
wieder regressiv. 

In Zentral- und Südtunesien handelt es sich meist um Kar- 
bonate terrigene und z. T. evaporitische Ablagerungen vom 
Plattformtyp. Nach Norden zu werden sie abgelöst durch 
Riffgesteine und weiter anschließend durch Mergelsedimente 
eines offenen Meeres. Die transgressive Folge, die bis in die 
Oberkreide reicht, beginnt im Alb. Die Faziesverteilung und 
die Mächtigkeiten dieser Serien stehen in Abhängigkeit von 
tektonischen Großstrukturen, hinzu kommt der Beginn von 
halokinetischen Bewegungen mit Bodenunruhen. 



*) P. F. BuROLLET, Total - C. F. P., 35-45 Quai A. Citroen, 
F-75739 Paris Cedex 15; L. Memmi, Departement de Geologie 
(Service Geologique), 95 Av. Mohamed -V-, 1002 Tunis Belvede- 



re, Tunisie; A. M'Rabet, Laboratoire de Geologie, Faculte des 
Sciences, Campus Universitaire, 1006 Tunis El Menzah, Tunisie. 



256 



40 km 

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.5^^^^^ 



^^^^^ 



yC h^iii ^ ^^ ^ 



^ E 



:-] B 



^ F 



^ C 



Influence detritique 



Axe N.S. 



Fig. 1: D'apres J. Marie et al. 1980). 

A = Argiles ä faune planctonique; B = Transition entre A et 
C;C= CalcairebioclastiquesubrecifaljD = Recif; E = Cal- 
caire bioclastique dolomitise; F = Dolomie avec passees 
d'anhydrite et de detritiques. 

Liste des Localites: (1) Jebel Graouche; (2) Jebei Adissa; (3) 
Coupe de Zeflana; (4) Jebel Ed Diss; (5) Coupe d'Oued Zar- 
ga; (6) Jebel Goraa; (7) Jebel Ressas; (8) Jebel Oust; (9) Jebel 
Rhazouane; (10) KhanguetelHadjadj;( II) Coupe du Barrage 
du Mellegue; (12) Jebel Bene Klab; (13) Jebel Rihane; (14) Je- 
bel Cheid; (15) Jebel Zaghouan; (16) Jebel Ben Saidane; (17) 



Jebel Mdeker; (18) Jebel Zaress; (19) Coupe de la Gara- Ha- 
meima; (20) Jebel Serdj ; (2 1 ) Jebel el Hamra; (22) Jebel Sem- 
mama; (23) Jebel Chambi; (24) Jebel M'Rhila; (25) Jebel 
Nara; (26) Jebel Sidi Khalif ; (27) Jebel Kebar; (28) Jebel Sidi 
Aich; (29) Jebel Boudinar; (30) Jebel Meloussi; (31 ) Jebel Bou 
Hedma; (32) Jebel Orbata; (33) Coupe de Foum el Argoub; 
(34) Jebel Tebaga de Medenine; (35) Jebel Merbah el Asfer; 
(36) Dahar; (37) Jeffara; (38) Gabes; (39) Mole des Kerken- 
nah; (40) Golfe de Hammamet; (41) Jebel Hallouf; (42) Jebel 
Bargou; (43) Jebel Bou el Haneche; (44) Ouargha; (45) Lam- 
pedusa. 



257 



INTRODUCTION 



Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable par la puis- 
sance de ses Sediments et par ses variations de facies; faisant 
suite ä des travaux de reconnaissance (PervinquiEre 1903, So- 
LiGNAC 1927) et ä des etudes regionales (Castaisti- 1951 etSAiN- 
FELD 1952), une Classification lithostratigraphique a ete pro- 
posee par Burollet (1956) et est couramment utilisee depuis. 
Les progres de la paleontologie, en particulier dans le domaine 



des Ammonites, des Foraminiferes, des Ostracodes et des 
Tintinniens ont permis une subdivision biostratigraphique 
fine (BisMUTH 1973, Memmi 1981, Salaj 1980, etc.). Le deve- 
loppement des analyses sedimentologiques a permis de preci- 
ser les milieux de depöts (Fournie et Pacaud, 1973, M'Rabet 
1981) tandis que les forages petroliers etendaient les connais- 
sances ä l'Est et au Sud des zones d'affleurements. 



1 . AIRES DE SEDIMENTATION 



Durant le Cretace inferieur la Tunisie est le siege d'un con- 
flit entre les apports detritiques sahariens et les facies marins 
ouverts tethysiens au Nord. A l'exception de la plate-forme 
stable saharienne (Dahar et Jeffara), il s'agit d'une plate-forme 
instable irregulierement subsidente s'abaissant vers un bassin 
profond situe plus loin au Nord. 

En Tunisie atlasique et Orientale, c'est-ä-dire tout ce qui est 
au Nord de Gabes on met en evidence un certain nombre de 
secteurs structuraux. Dans le sens Ouest-Est on distingue la 
Tunisie occidentale, plus instable, de la Tunisie Orientale plus 
stable mais entierement masquee maintenant par les Sediments 
neogenes et quatemaires ou par les eaux de la Mer Pelagienne; 
ä la limite des deux, une suture majeure dite Axe Nord-Sud, 
formee probablement d'un ensemble de failles N. S. acciden- 
tant le socle ante-triasique, a joue en bourrelet et en butoir. 



Dans le sens transversal, on distingue les unites suivantes du 
Sud au Nord: 

- Des sillons subsidents au niveau des Chotts et de Gafsa ä 
rOuest, sous le Golfe de Gabes ä l'Est. 

- Une transversale moins subsidente au droit de la Tunisie 
centrale ä l'Ouest et du möle des Kerkennah ä l'Est; durant 
l'Aptien et l'Albien inferieur, une large zone de ce secteur 
etait emergee ä proximite et surtout ä l'Est de l'A.xe N. S. : 
l'ile de Kairouan. 

- Au Nord, la plate-forme s'abaisse vers des bassins forte- 
ment subsidents et plus profonds: sillon tunisien au N. O. 
etGolfedeHammametauN. E.Plus au N. W.,au-delädu 
sillon tunisien, une ride se serait ebauchee ä certaines epo- 
ques (Hairech), le separant des sillons telliens. 



2. DESCRIPTION DES SERIES DU SUD AU NORD 



2.1 Dans le sillon des Chotts et sur le Craton saha- 
rien le passage Jurassique - Cretace se fait en continuite de 
Sedimentation. La serie purbecko-wealdienne ou formation 
Asfer est constituee d'alternances de minces depöts marins et 
de couches greso-argileuses subcontinentales. Busson (1972) 
attribue le depöt de ces couches ä des transgressions et des re- 
gressions marines sur un pays extremement plat correspon- 
dant ä un environnement de type deltaique. 

Mince et greseuse au Sud, la serie montre vers le Nord, en 
direction du promontoire du Tebaga, un enrichissement rela- 
tif en carbonates. 

Dans le sillon des Chotts, ces series ont ete recoupees par les 
sondages petroliers. M'Rabet (1981) les compare aux forma- 
tions Meloussi et Boudinar de Tunisie Centrale. 

Au-dessus, apparait ä Bateun el Rezel (S. S. W. de Tata- 
houine) une serie de sables, d'argiles rouges et vertes, de gres 
grossiers ou formation Chenini. Busson (1972) pense que 
cette Serie serait en partie d'äge hauterivien. Il s'agit de depöts 
fluvio-deltaiques accumules par des cours d'eau extremement 
puissants. Ces conditions subaeriennes sont entrecoupees de 
phases d'emersion et d'erosion. 

Cette serie se biseaute vers le Nord et s'epaissit vers l'Ouest 
en direction du Sahara. Recoupee par les sondages petroliers, 
dans l'anticlinal des Chotts, cette serie comporte des calcaires 



ä Choffatella decipiens d'äge Barremien. M'Rabet (1981) 
compare cette serie ä la formation Bou Hedma de Tunisie cen- 
trale. 

Dans la region du Tebaga de Medenine, des dolomies et des 
calcaires dolomitiques ä nodules siliceux noirs de la «barre 
carbonatee inferieure» (Busson, 1967) surmontent la forma- 
tion Chenini. Tis ont livre une faune de Cylindroporella et Pa- 
lorbitolina lenticularis de l'Aptien et correspondent ä un fa- 
cies ä tendances lagunaires. 

La presence d'un Albien d'epaisseur reduite est probable. 
Vers le Nord «la barre carbonatee inferieure» s'epaissit alors 
que vers le Sud, ä la latitude de Ghoumrassen eile s'enrichit en 
quartz clastiques. 

Sur le flanc Sud du Chott Fedjedj des marnes ä passees gyp- 
seuses et ä intercalations calcaro-dolomitiques, avec une riebe 
faune du Gargasien, sont surmontees par des gres grossiers ä 
bois fossiles recouverts eux-memes par des alternances de cal- 
caires parfois oolitiques, d'argiles et de marnes. Ces dernieres 
couches ont fourni une riebe faune d'Ammonites (Knemice- 
ras aegyptiacum, K. douvillei, K. gracile) qui indiquent un äge 
albien moyen ä superieur. 

Au-dessus repose une barre carbonatee constituee de bancs 
durs et massifs de dolomies et de calcaires dolomitiques for- 
mant une corniche. Cette serie correspond ä la barre albo-vra- 



258 



conienne connue vers l'Ouest, dans les regions sahariennes. 
Certains niveaux silicifies su sommet ont livre des Nerinees, 
des Huitres et des Rudistes (Distefanella et Eoradiolites) . 

2.2 En Tunisie centrale, entre Gafsa, Kasserine et Kai- 
rouan, la transition est progressive entre les facies meridio- 
naux et les series marines du Nord. On verra donc progressi- 
vement les unites lithostratigraphiques deltaiques ou inter- 
mediaires faire place ä des termes argilo-calcaires comprehen- 
sifs. 

En fait, l'ensemble des formations du Cretace inferleur re- 
presente une megasequence regressive accidentee de deux pul- 
sations transgressives au Barremo-Aptien et ä l'Aptien supe- 
rieur, annongant la vaste Invasion marine de l'Albien supe- 
rieur-Cenomanien. 

Le passage Jurassique - Cretace - est continu; au-dessus des 
carbonates massifs de la Formation Nara, les argiles de Sidi 
Kralif presentent des intercalations cakaires ä Ammonites (et 
ä Calpionnelles ä la partie inferieure). La base est diachrone: 
Zone ä Microcanthum (Tithonique superieur) au jebel Bou 
Hedma, zone ä Jacobi plus au Nord et de meme le sommet 
appartiert au Tithonique terminal au Sud et la zone ä Boissieri 
(Berriasien superieur) au jebel Sidi Kralif et plus au Nord. 

Vers l'Ouest, le sondage petrolier Douleb 101 a traverse 
une epaisse serie (2900 m) d'argiles silteuses de gres tres fins, ä 
niveaux dolomitiques importants ou «formation des dolomies 
du Douleb 101» (Fournie etPACAUD, 1973). Datee du Berria- 
sien ä Valanginien par Nannofossiles et Palynoplanctonolo- 
gie, cet ensemble representerait un equivalent plus carbonate 
de la formation Sidi Kralif. 

Au-dessus vient la Formation Meloussi, avec des alternan- 
ces de sables, d'argiles, de dolomies rousses et de gres bruns; 
l'äge de la limite est variable correspondant ä la progression de 
depöts detritiques de type deltaique du Sud au Nord: Berria- 
sien superieur ä Valanginien au Sud, Hauterivien plus au 
Nord, etc. 

Dans la region de Gafsa et de Sidi Bou Zid, se developpe 
au-dessus du Meloussi, une unite de sables fluviatiles genera- 
lement blancs ä stratification entrecroisee, en barres d'accre- 
tion laterale et en chenaux: c'est la Formation Boudinar d'äge 
approximatif Hauterivien ä Barremien inferieur. Vers le 
Nord, dans les facies de front de delta, apparaissent des inter- 
calations marines d'argiles et de dolomies ; on passe alors ä une 
Formation Meloussi «sensu lato» comme aux jebels Hallouf, 
Mrhila, etc. 

Les Formations Meloussi et Boudinar sont surmontees par 
une serie de cakaires fins, de dolomies, d'evaporites, d'argiles 
bigarrees et de sables fins, dite Formation Bou Hedma definie 
dans la region de Gafsa. Elle est datee par des Foraminiferes 
benthiques qui lui conferent un Ige Barremien (peut-etre su- 
perieur?) - Bedoulien p. p. 

De la region des Chotts jusqu'aux environs de Sidi Bou Zid, 
le milieu de depöt evoque un vaste estran («tidal flats») et des 
sebkhas. Par contre, au jebel Mrhila, le Bou Hedma est rem- 
place par la formation Mrhila: epaisses couches de marnes se- 
parees par de fines intercalations de calcaires bioclastiques qui 
supportent des dolomies massives. Les Foraminiferes benthi- 
ques et les Algues vertes y abondent et indiquent un äge Be- 
doulien. Le milieu de depöt est infralittoral et calme devenant 



plus agite et ä dominante carbonatee au sommet. Vers l'Ou- 
est, on passe au jebel Chambi et dans le sondage Douleb 101, ä 
des dolomies ä bioclastes, des calcaires bioclastiques et ooliti- 
ques. Cet equivalent carbonate de la formation Bou Hedma 
correspond ä un milieu inter-supratidal. 

Sur le dernier banc dolomitique de la Formation Bou 
Hedma ou ses equivalents, repose la Formation Sidi Aich. Ce 
sont des sables generalement fins ä tres fins, mais pouvant etre 
localement grossiers et de couleur rouge, ä lie de vin. Ces sa- 
bles admettent des passees d'argiles silteuses et des bancs car- 
bonates. Tis s'etendent des Chotts jusqu'ä la region de Kasse- 
rme et ont ete traverses par de nombreux forages du Sahel. 
M'Rabet (1981 ) leur attribue indirectement un äge Bedoulien 
p.p. 

Leur milieu de depöt peut etre qualifie de marin peu pro- 
fond. Dans la region de Sidi Bou Zid, les sables de coleur 
rouge et localement ä paleosols, refletent un milieu plutöt flu- 
viatile ä subaerien. 

Les Formations Orbata et Serdj sont deux unites essentiel- 
lement carbonatees qui se relayent lateralement et qui repo- 
sent souvent sans la moindre discordance sur les sables de Sidi 
Aich. 

La Formation Orbata est un ensemble de dolomies et de 
calcaires ä Orbitolines, de carbonates lamines, avec des alter- 
nances de marnes ä huitres et de marnocalcaires; ä la partie 
mediane, le sommet est souligne par un niveau greseux repere. 
Le membre superieur est represente par des sequences mar- 
no-calcaires surmontees par des dolomies formant corniche. 

Les termes inferieur et moyen ont fourni des Foraminiferes 
benthiques qui permettent de les attribuer au Gargasien- 
Clansayesien, alors que le sommet correspondrait peut-etre a. 
l'Albien inferieur. 

La Formation Orbata s'est deposee en milieu marin peu 
profond et de faible energie qui passe ä une Sedimentation 
calme et lagunaire, au sommet du membre inferieur. La re- 
prise marine se manifeste ä la base du membre moyen avec di- 
minution de la profoundeur du milieu et arrivee des gres ma- 
rins au sommet du membre moyen; le membre superieur s'est 
depose en milieu Lnfratidal de faible energie. 

VersleN. E., au jebel Kebar, seulle membre inferieur de la 
formation Orbata existe. II est surmonte par une serie conti- 
nentale ou formation Kebar (Khessibi, 1976). Elle est consti- 
tuee ä sa partie inferieure de conglomerats, d'argiles rouges, 
de calcaires blancs a Ostracodes et Characees et de dolomies. 

Dans sa partie superieure, eile englobe des argiles rouges, 
des sables barioles, fins ä grossiers et ä paleosols. L'äge de la 
Formation Kebar est deduit par encadrement et va du Garga- 
sien superieur ä l'Albien inferieur. L'emersion du secteur de 
Sidi Bou Zid ä la fin du Gargasien moyen etend vers l'Ouest 
l'ile de Kairouan ou manquent souvent les depöts posterieurs 
ä l'Hauterivien; il est difficile de dire si eile etait largement 
emergee avant ou si les couches correspondantes ont ete ero- 
dees. 

Par contre, on sait qu'au Gargasien superieur (Clansayesi- 
en) l'ile de Kairouan a servi de source de materiel greseux 
transporte vers le Nord-Ouest, le Nord et le Nord-Est et in- 
tercale lä dans les series argileuses pour donner la Formation 
Hameima qui surmonte le Serdj ou s'intercale ä sa partie supe- 
rieure. 



260 



En effet, vers les zones externes, la Formation Orbata est 
relayee par les calcaires du Serdj, bioclastiques, parfois reci- 
faux (Rudistes, Polypiers, Orbitolines, Algues, etc.). Au je- 
bel Serdj, Tlatli (1980) a distingue une Formation Hamada 
surtout marneuse (Bedoulien ä Gargasien inferieur) et une 
Formation Serdj montant jusqu' ä la base de l'Albien: calcaire 
massif avec des passees terrigenes. Au nord du Serdj et au Bar- 
gou Sedjil (1981) ä montre que l'Albien est monte en trans- 
gression aux flancs d'un bombement dejä ebauche; des monti- 
cules de boue assez remarquables, existent dans l'Albien, aux 
Sebaa Koudiat, sur le flanc Ouest du Bargou. Au jebel El 
Hamra de Kasserine, au Chambi et au Mrhila des pulsations 
ont cause des emersions ä differentes etapes du Gargasien et de 
l'Albien (M'Rabet 1981). 

L'Albien inferieur manque dans de nombreux secteurs de 
Tunisie centrale; il n'y a continuite de Sedimentation entre 
Aptien et Albien superieur que dans le Sillon de Gafsa et bien 
entendu en Tunisie septentnonale. 

La transgression de l'Albien moyen et surtout superieur se 
fait par des marnes fossiliferes avancees de la Formation Fah- 
dene qui se developpe plus au Nord. 

Les facies rencontres aux jebels Serdj et Bargou se rencont- 
rent largement en Tunisie centrale au bord externe de la plate- 
forme (Bou el Hanech par exemple avec les Formations Ha- 
mada et Serdj bien characterisees) et en Tunisie Orientale, dans 
de nombreux forages sous la Mar Pelagienne. Au Nord du je- 
bel Bargou, les calcaires du Serdj passent lateralement ä des 
gres marneux plus profonds qui sont decrits dans le chapitre 
suivant. 

2.3 Tunisie septentrionale 

Dans le sillon tunisien et sous le Golfe de Hammamet, le 
Cretace inferieur entier est ä dominante marneuse ou argileu- 
se, avec en general de tres fortes epaisseurs. Le long de l'Axe 
N. S. et surtout ä l'Est de celui-ci, les epaisseurs sont tres va- 
riables et Ton connait de nombreuses lacunes ainsi que des se- 
ries condensees. On aura donc une Opposition tres nette entre 
l'Axe N. S. et les sillons. 

A la fin du Jurassique, les hauts fonds de Zaghouan voient 
l'instaliation de recifs ä Polypiers, Rudistes et Algues se pour- 
suivant jusqu'au Berriasien. Au Sud et ä l'Ouest (jebel Oust, 
Zaress, Bene Klab) predominent les calcaires micritiques ä 
Calpionnelies avec des intercalations marneuses, de facies Sidi 
Kralif classique. 

Le Valanginien comporte des marnes schisteuses ä rares 
bancs de calcaires marneux. On y recueille une riebe faune 
d'Ammonites pyriteuses et de Belemnites de la zone ä Per- 
transiens. Ces couches supportent de puissantes altemances 
de marnes, de lits de gres et de bancs de quartzites ayant livre 
de rares Belemnites. Au sommet, des marnes ä concretions 
ferrugineuses ont livre Saynoceras verrucosum qui indique la 
base du Valanginien superieur. Au-dessus, reposent des alter- 
nances de marnes et de calcaires marneux ayant fourni Neo- 
comites (Teschenites) callidiscus qui caracterise le Valanginien 
superieur. 

L'H auterivien debute par des calcaires en bancs serres ou 
«niveau ä Oosterelles». (Memmi, 1969). De nombreuses espe- 
ces d'Oosterella y sont associees ä Breistrofferella castella- 
nensis qui indique l'Hauterivien inferieur. Au-dessus repo- 
sent des marnes ä rares calcaires ä debit esquilleux. Vers le 



N. E., la Sedimentation est plus calcaire et les Crioceratidae 
de la Zone ä Loryi abondent. Ces couches sont surmontees 
par des marnes ä petits bancs de calcaires marneux qui ont 
livre des Ammonites des zones a.Jeannoti et Nodosoplicatum 
du sommet de l'Hauterivien inferieur. Au-dessus reposent 
des marnes avec quelques bancs greseux au sommet. EUes ont 
livre une riebe faune pyriteuse qui indique les zones ä Sayni et 
Ligatus. L'Hauterivien se termine par une barre faisant res- 
saut dans la topographie constituee d'alternances serrees de 
marnes grises et de bancs de calcaires durs ä Balearites halea- 
ris et Pseudothurmannia angulicostata. 

Le Barremien debute par des altemances de marnes, de 
bancs de calcaires et de calcaires marneux qui au jebel Ben Sai- 
dane contiennent des Ammonites, des Echinides et des Bra- 
chiopodes de la zone ä Caillaudi du Barremien inferieur. 

Au-dessus s'observe une barre constituee de calcaires subii- 
thographiques en gros bancs et de calcaires marneux gris qui 
contiennent au sommet Hemthoplites feraudianum. Cette 
barre repere qui ceinture les massifs jurassiques est surmontee 
par des marnes ä minces horizons greseux et rares bancs de 
calcaires greseux. Tres fossiliferes, les marnes contiennent des 
Ammonites de la zone ä Astieri de la partie moyenne du Bar- 
remien superieur. Des marnes avec quelques bancs de calcai- 
res marneux les separent de nouvelles altemances de marnes et 
de petits bancs greseux et calcaires qui ont livre Leptoceras 
pHZOiiannm, fossile de zone du Barremien superieur. Ces ni- 
veaux sont remarquablement fossiliferes en divers points de 
l'Atlas tunisien oriental et les faunes pyriteuses rappellent Cel- 
les du Barremien du Constantinois (jebel Ouach). Au som- 
met, une barre de calcaires noirs en plaquettes bitumineux ä 
patine blanche constitue un repere lithologique cartographi- 
que entre Barremien et Aptien. On retrouve cette barre de cal- 
caire en plaquettes jusque dans les regions de Bejä et de Te- 
boursouk vers l'Ouest. 

L'Aptien debute par des marnes gris verdätres ä rares 
bancs de calcaires marneux qui ont fourni Deshayesites des- 
hayes! et Pseudohaploceras matheroni qui indiquent la zone ä 
Deshayesi du Bedoulien. 

Au-dessus reposent des altemances de marnes et de bancs 
decimetriques de calcaires et de calcaires marneux. 

Les marnes ont livre d'abondantes Ammonites pyriteuses 
qui caracterisent la zone ä Nisum du Gargasien inferieur. Au 
sommet les marnes admettent de minces intercalations de cal- 
caires greseux et de gres. Les fossiles rares caracterisent la 
zone ä Suhnodosocostatum. 

L'Albien comporte des altemances de marnes grises, de 
calcaires parfois tachetes, de calcaires en plaquettes et de cal- 
caires mameux. Les marnes ont livre des microfaunes de la 
zone ä Ticinella roberti de l'Albien inferieur. Au-dessus, les 
marnes contiennent des nodules de barytine fibroradiee et s'y 
intercalent quelques bancs de calcaires rognoneux ou en pla- 
quettes; les microfaunes correspondent ä la zone ä Rotalipora 
ticinensis subtianensis de l'Albien superieur. 

Elles sont surmontees par des calcaires en plaquettes bruns 
ä minces lits marneux qui constituent un relief dans la topo- 
graphie. Ces niveaux ont fourni Stoliczkaia dispar africana du 
Vraconien et correspondent au calcaire du Mouelha de 
l'Ouest du sillon. On voit donc que dans le Nord de l'Atlas 
oriental, le Cretace inferieur a un facies de bassin ä l'Ouest de 
l'Axe N. S. 



50Km 



- 250 



500 



2 500 



250 



600 



Mouelha 



Calcai res de 
B l'Allam 




SSKm 



Calc aires d u 
barrage 
du Mel legue 



Le Kef 
(BUROLLET,1956) 



OQ 

—I 
< 



o. 

< 



et 
< 



Z3 
< 
I 



240 



180 



17 



200 



190 



200 



Oued Zarga' 
(SALAJ et BAJAN1K,1972) 
Serie reduite dans 
la Zone des diapirs 



TTH 

I I Calcaires 



I— I I Calcoires argileux 

HWm Couche condansie 
1 I Marnes, argilites 

I."- ■••■"■I Gras 



_^ Coupes 



?0 40 Km 




Domai ne 



ESSAI DE CORRELATIONS 
LI THOLOGIQUES ET S TRAT I GRAPH I QUE S 
DANS LE CRETACE INFERIEUR 
DU NORD TUNISIEN 

Fl 9.2, 



50 Km 



38 Km 



100 



160 



60 



190 



70 



T 

250 



580 



100 



300 




80 



180 



170 



150 
a 

200 



80 



10 



510 



160 



Kef en Nsoura 
(BIELY.MEMIVII et SALAJ 
1973 ) 
Serie condensee 

d Enfidaville 



les echelles 
ne sont pas 
respectees 



d ' apres 
Rouvier 
modif ie 



1977, 



Djebel Ou st 
(Domaine oriental) 
(SUSNARDOetMEMWi 1972) 

Dessin: SELMI H"' Salah 



262 



A l'Est de l'Axe N. S. par contre, les series eo-cretacees 
sont souvent reduites: absence complete ä Hammam Zriba, 
calcaires ä päte fine, tres minces ä Hammam Jedidi. Aux jebels 
Mdeker et Rhezala (Biel y et al. 1 973 ) le Bedoulien et le Garga- 
sien sont condenses en un banc de calcaires glauconieux ä con- 
cretions phosphatees et croütes ferrugineuses. Au Khanguet 
el Hadjadj, l'Aptien est greseux des la partie inferieure. 

A l'Ouest, dans le sillon tunisien, on a un passage progres- 
siv des facies de plate-forme aux facies profonds. En avant de 
la plate-forme oü l'Aptien est recifal ou pararecifal, se deve- 
loppent des hauts fonds, generalement sur des bombements 
saliferes precoces avec des facies recifaux aiors que la Sedimen- 
tation est argileuse dans les secteurs environnants. 

Au jebel Hameima et ä la Gara, les calcaires du Serdj sont 
surmontes d'altemances argilo-greseuses (Formation Ha- 
meima) puis de la Formation Fahdene argilo-calcaire. 

A la base de celle-ci, des marnes ä gros bancs de calcaire 
roux ont fourni une riebe faune clansayesienne (Burollet 
1956, BisMUTH 1973). 

L'Albien inferieur, epais de pres de 300 metres, est argileux 
avec une faune d'Ammonites dejä signalee par Pervinquiere 
(1903, 1907). L'Albien moyen est represente par les calcaires 
plus ou moins argileux de TAllam (Burollet 1956), eux-me- 
mes surmontes d'argiles et marnes fossiliferes ä Ammonites, 
Foraminiferes planctoniques et grosses Radiolaires (argiles 
moyennes de Fahdene) avec ä la partie superieure des calcaires 
noirs feuilletes ä patine claire: les calcaires du Mouelha; ces ni- 
veaux correspondent ä l'Albien superieur et Vraconien et ils 
montrent un net approfondissement du milieu, confirmant le 
caractere transgressif rencontre en Tunisie centrale. La serie se 
poursuit en continuite par les argiles superieures de Fahdene 
(Cenomanien). On notera que les memes facies et unites sont 
retrouves en forage au Nord de la plate-forme, ä l'Est de la 
Tunisie, sous le Golfe de Hammamet et vers Lampedusa. 

En allant vers le fond du Sillon Tunisien, les series s'epais- 
sissent et la proportion de carbonates decroit. La formation 
Serdj ayant disparu au Nord de Djerissa et de Slata, la coupe 
du Kef-Mellegue montre une serie argileuse immense (1700 
metres visible) du Cretace inferieur oü l'on distingue une par- 
tie inferieure ä minces lits greseux, un banc de calcaire dolo- 
mitique roux, des argiles ä Deshayesites weissi (Bedoulien) ä 
leur base, de gros bancs massifs clansayesiens (calcaire du bar- 
rage ä AcanthohopUtes bigoureti), plus haut encore quelques 
gros lits calcaires correspondant ä l'Allam (Albien moyen). 

Plus au Nord encore sur la feuille de Ouargha, l'Aptien pre- 
sente un facies profond, un peu siliceux. 

Au Nord de la Medjerda, le Cretace inferieur n'est connu 
que dans la coupe de Thuburnic. Ce sont des alternances de 
marnes, de calcaires argileux et de jaspes dates du Berriasien 



par Calpionelles ou en blocs exotiques dans les marnes seno- 
niennes de l'Unite du Col de l'Adissa (Rouvier, 1977). Quel- 
ques lambeaux d' Albien s'observent dans l'ensemble structu- 
ral de l'Unite d'Ed Diss, coinces sous une epaisse serie eocene. 

Le monoclina! de Zeflana (N. E. de Bou Salem - Rouvier 
1977) compone 1 500 metres d'argilites et de gres surmontes 
de 500 m d'altemances argilo-calcaires se terminant par une 
corniche calcaire; cet ensemble puissant ä rattacher ä la forma- 
tion Sidi Kralif s. 1. comprend le Neocomien, le Barremien et 
la majeure partie de l'Aptien. 250 metres d'argiles ä lits gre- 
seux d'abord puis ä lits argilo-calcaires representent le Fah- 
dene inferieur (Clansayesien et Albien inferieur). L'ensemble 
se termine par trois barres calcaires separees par des marnes 
(Fahdene moyen) oü l'on peut reconnaitre une analogie avec 
les calcaires d'Allam et du Mouelha definis plus au Sud. 

Dans la region de Tunis, l'Aptien essentiellement marneux 
contient d'abondantes formes lisses qui temoignent d'un ap- 
profondissement des le Gargasien inferieur. 

Dans la zone des diapirs, le Cretace inferieur affleure dans 
les structures injectees de Trias qui ont ete largement erodees. 
La serie d'Oued Zarga est complete (Sal aj et Bajanik, 1972) et 
remarquable par la reduction des epaisseurs. 

Vers le S. W. au jebel Rihane, la Sedimentation devient plus 
calcaire des l'Aptien. On y observe deux niveaux d'une ving- 
taine de metres de puissance ou calcaires de Sidi Brahim dates 
du Gargasien superieur (Ben Yagoub, 1978). 

Dans ces calcaires de minces interlits mameux a nombreux 
coprolites indiquent un milieu de depöt cötier. 

Au S. W. du jebel Cheid (T. Dali, 1979) des le Bedoulien, 
la presence de peuplements ä Palorbttolina lenticularis, Poly- 
piers, Echinides, Gasteropodes et Ostraces annonce la pro- 
ximite du domaine de la plate-forme externe. 

Dans la region du Krib, au jebel Rhazouane affleure une 
epaisse serie argileuse ä niveaux de silts, de calcaires greseux ä 
Orbitolines et debris de Lamellibranches qui debuteraient des 
le Barremien superieur. 

Cette Serie deposee en bassin ä apports detritiques impor- 
tants ä ete l'object au Clansayesien de conditions exception- 
nelles pour permettre une tentative d'implanation recifale en 
milieu ä forte influence terrigene (Tlatli, 1980). 

Dans Taxe du jebel Goraa, l'Albo-Aptien est epais (600 m) 
et constitue de marnes ä nombreux bancs calcaires alors que 
sur le flanc S les series s'amincissent et comportent des marnes 
ä intercalations de bancs de gres et de niveaux ä Orbitolines ä 
la base (Ben Hadj Ali, 1979). 

Vers le Nord, au jebel Graouche (Nord de Mateur), l'Ap- 
tien (10 m) et l'Albien (30 m) sont tres minces et component 
de nombreuses intercalations calcaires; ces facies sont lies ä 
des montees halocinetiques precoces. 



3. EVOLUTION SEDIMENTAIRE ET PALEOGEOGRAPHIQUE 



Les donnees sedimentologiques geochimiques, diageneti- 
ques et chronostratigraphiques recentes ont permis de distin- 
guer trois sequences sedimentaires majeures et de definir leurs 
milieux de Sedimentation (Fournie et Pacaud 1973, M'Rabet 
1981). 



A - La premiere megasequence (Tithonique ä Barre- 
mien basal) ä caractere regressif correspond ä une phase de 
comblement des aires de depöt. Elle correspond ä la mise en 
place d'un complexe deltaique qui a comble une Tunisie cen- 
trale occupee par une plate-forme externe durant le Jurassique 
superieur, relayee au Sud par une plate-forme littorale. 



263 



Le complexe deltai'que se definit par trois milieux progra- 

dants et assimiles successivement ä: 

* un prodelta ä Sedimentation argileuse (partie superieure de 
la formation Sidi Kralif). 

'"■' une plate-forme deltai'que ä depöts argiio-sableux, mais ä 
intercations carbonatees (Formation Meloussi). 

■■■ une plaine fluviale ä sables particulierement grossiers (For- 
mation Boudinar). 

Les apports argilo-quartzeux predominent dans le »Sillon 
Tunisien» et les recurrences greseuses et turbiditiques sont 
frequentes. 

Parallelement se produit le soulevement relatif de certains 
hauts-fonds (Chambi et Mrhila) dans la region de Kasserine et 
du premier compartiment de l'iie de Kairouan qui peut etre 
consideree comme une manifestation de l'Axe Nord-Sud. 

B - La deuxieme megasequence (Barremien-Gargasien 
inferieur ä moyen) est transgressive puis regressive. La plate- 
forme interne de Tunisie centrale (Gafsa - Sidi Bou Zid) est 
l'endroit ideal pour ressentir les nuances dans les pulsations 
environnementales. Plus au Sud, en milieu ä predominance 
continentale ou, au Nord dans les facies de marge et de bas- 
sins, de subtiles variations relatives du niveau de la mer sont 
plus delicates ä decrire. 

a - Lors de Tepisode transgressif, trois types de Sedimenta- 
tion cohabitent: 

"" Une Sedimentation carbonatee-evaporitique de milieu type 
«tidal-flats» ä sebkha dans la region des Chotts-Gafsa 
(Formation Bou Hedma). Vers le N. W. (jebel Sidi Aich) le 
milieu est littoral ä depöts carbonates fins alors que dans la 
zone de hauts fonds de la region de Kasserine, la formation 
de Bou Hedma carbonatee correspond ä un depöt de milieu 
supratidal. Au Mrhila se deposent des marno-calcaires in- 
fralittoraux (formation de Mrhila) alors que l'ile de Kai- 
rouan reste emergee. En subsurface des calcaires massifs 
ont ete recontres ä ce niveau, ä l'Ouest (Douleb) comme ä 
l'Est (Mer Pelagienne). 

"' Dans le Sillon Tunisien, la Sedimentation est bathyale: argi- 
lites avec fines passees greseuses ou argilo-calcaires. 

A l'Est de l'Axe Nord-Sud, la subsidence est moindre et 

l'on connait des niveaux condenses. 

■"" Une Sedimentation carbonatee (formations Orbata - Serdj) 
termine l'episode transgressif. Sur la zone des hauts-fonds 
qui borde la plate-forme s'installent les recifs de la forma- 



tion Serdj alors que l'ile de Kairouan annexe le secteur de 
Sidi Bou Zid. 

b - Au premier niveau transgressif succede en Tunisie cen- 
trale l'episode greseux de Sidi Aich (Bedoulien): Sedimenta- 
tion littorale vers Gafsa alors qu'autour de l'ile de Kairouan, 
les depöts sont plus grossiers, fluviatiles ou intermediaires, 
remaniant des niveaux anterieurs (Boudinar par exemple). 

Plus au Nord, la plate-forme externe voit des facies marins 
ouverts ä dominantes argileuse mais souvent riches en Cle- 
ments greseux que l'on retrouve jusque dans les sillons (For- 
mations Hamada, Sidi Kralif superieure sensu lato, etc.). 

C - La troisieme megasequence est elle-meme trans- 
gressive puis regressive (Gargasien moyen - superieur ä Al- 
bien moyen). Elle ne se separe en verite de la seconde qu'en 
Tunisie centrale et Orientale (sous le Golfe de Gabes). 

Au centre, la transgression est marquee par des calcaires in- 
fratidaux. On sait que de vastes superficies ont ete envahies 
par des apports detritiques ä ce moment sur les plates-formes 
sahariennes (Algerie, Egypte, etc.). La regression se marque 
par des niveaux sub-lagunaires du sommet de l'Orbata. Au 
niveau du Chott Fedjedj, les apports greseux de l'Albien infe- 
rieur marquent le maximum de la regression. 

Sur de nombreux hauts fonds (Kasserine, Serdj-Bargou) il y 
a des emersions successives par pulsations, liees principale- 
ment ä la halocinese. 

L'ile de Kairouan est emergee pendant tout le Gargasien et 
l'Albien inferieur; des sables sont remanies et transportes par- 
fois tres loin vers les sillons, par des chenaux ä travers les pla- 
tes-formes carbonatees et sont la source des detritiques de la 
Formation Hameima. 

A l'Albien inferieur, les depöts continentaux et lacustres du 
Kebar soulignent l'emersion de toute cette zone. 

Souvent au N. O. etauN. E. oü la Sedimentation est restee 
marine et continue, l'Albien inferieur occupe des depressions 
et presente des facies euxiniques avec une richesse notable en 
matiere organique. 

D - La transgression de l'Albien moyen et surtout 
superieur marque le debut de la vaste megasequence du 
Cretace superieur; l'ensemble des hauts fonds est envahi, pro- 
gressivement parfois. Cette phase qui atteindra son maximum 
au Cenomanien superieur envahira pratiquement toutes les 
regions sahariennes du Maroc ä l'Egypte. 



4. CONCLUSIONS 



Les facteurs structuraux ont une importance notable dans la 
repartition des facies et des epaisseurs, associes au debut des 
mouvements halocinetiques. 

La plate-forme instable de Tunisie Centrale est le siege 
d'opposition entre les apports clastiques sahariens au Sud- 
Ouest et les facies marins ouverts au Nord-Ouest - L'axe 
Nord-Sud joue un röle dominant ä la limite de la plate-forme 
plus Stahle ou Bloc Pelagien. 

Le facies de hauts-fonds et les reductions d'epaisseury sont 
frequents: Installation de recifs des le Jurassique superieur et 



jusqu'au Berriasien dans la partie septentrionale; soulevement 
du compartiment oriental de l'ile de Kairouan ä l'Hauterivi- 
en-Barremien basal; Aptien condense centimetrique dans la 
region d'Enfidaville. 

La suture avec la plate-forme Orientale est jalonnee de mani- 
festations volcaniques: tuffs, diabases, spiUtes apparaissent en 
Tunisie Orientale ä l'Aptien et se poursuivent au cours du Cre- 
tace superieur. 

La zone des hauts fonds, en bordure de la plateforme insta- 
ble, suggere tm comportement plastique du substratum de 



264 



cette zone, probablement lie ä une activite diapirique non per- 
^ante du salifere triasique. 

L'importance des extrusions saliferes diapiriques dans le 
Nord-Ouest de la Tunisie atlasique doit etre due au fait que les 
series jurassiques et cretacees du Sillon tunisien ne compor- 
tent pas des masses calcaires considerables et ont donc permis 
la mise en marche de l'halocinese des que la surcharge a ete 
süffisante. 

A la fin du Cretace inferieur, des mouvements de surrection 
sont suivis d'erosion, en particulier le long de l'Axe Nord- 
Sud, l'Albien superieur repose en discordance sur des termes 
plus anciens en de nombreux points (Burollet, 1956, Biely et 
al , 1973). A l'Est de l'axe Nord-Sud de frequentes zones hau- 
tes sont particulierement chauves de Sediments du Cretace 
(M'Rabet 1981). 

Au Sud, les mouvements de soulevement des l'Hauterivi- 
en-Barremien du möle de Tebaga de Medenine (Busson, 1972) 
ont permis ä la plate-forme saharienne d'alimenter en materiel 
detritique toute la Tunisie Centrale et jusqu'en Tunisie sep- 



tentrionale oü les apports quartzo-detritiques envahissent ä 
certaines periodes le bassin ä Sedimentation de mer ouverte. 

Les apports se sont estompes lorsque la plate-forme de Tu- 
nisie Centrale a ete submergee au debut de l'Aptien superieur 
annon^ant l'ensemble transgressif du Cretace superieur qui 
debute ä l'Albien. 

En resume, on voit que le developpement du Cretace infe- 
rieur en Tunisie a ete determine par les facteurs suivants: 
'■■ Subsidence rapide d'une grande partie du pays, irreguliere 

cependant au droit de la transversale de Kairouan et de cer- 

tains hauts-fonds, et surtout le long de l'Axe N. S. 
'■' Apports detritiques sahariens, progressant vers le Nord 

jusqu' ä la base du Barremien avec une reprise au Bedoulien 

et dans le Sud ä l'Albien inferieur. 
'■■ Etablissement d'une plate-forme carbonatee recifale ou 

bioclastique en travers de la Tunisie centrale et Orientale. 
'■" Importance limitee des facteurs eustatiques, nets cependant 

au Gargasien et surtout ä l'Albien. 
■■' Röle local essentiel des mouvements halocinetiques. 



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265 



Zittehana 


10 


265-276 


München, I.Juli 1983 


ISSN 0373 -9627 



Stratigraphic division of the Brazilian Continental 
margin and its paleogeographic significance 

By 
HARALDO ERWIN ASMUS & DIOGENES de ALMEIDA CAMPOS^') 

Wich 5 text figures 

ABSTRACT 



The stratigraphy of the Brazilian Continental margin has 
been known by surface mapping and by subsurface surveys. 
The sedimentary column of almost all the basins were divided 
into formal lithostratigraphic units (groups, formations, and 
members), of incontestable operational value but not adä- 
quate for regional studies aiming paleogeologic reconstruc- 
tions. The use of an unique set of units pertaining to the se- 
quence rank can be extended through the entire margin and 
results in natural division that is more informative in terms of 
tectosedimentary relationship and more adäquate for paleo- 
geologic reconstructions. From this point of view the sedi- 
mentary column of the Brazilian Continental margin can be 
divided into four sedimentary sequences whose given names 
are evocative of the dominant basinal environments in which 
they were deposited: 

Sequence of the Continent - (Donjoanian), mainly clastics 
deposited in fluvial-lacustrine and eolian environments in tec- 
tonically quiescence Continental interior basins. 



Sequence of the Lakes - (Bahian), clastics deposited in flu- 
vial-deltaic-lacustrine environment in tectonically active rift- 
type of basins. 

Sequence of the Gulf- ( Alagoan), evaporites and associated 
clastic Sediments deposited in marine-restricted and transitio- 
nal environments in relative quiescence tectonic conditions. 

Sequence of the Sea ( Albian to Recent), marine clastics and 
carbonates of shelf and slope Systems and carbonates of shal- 
low platform Systems, deposited in a progressively subsiding 
margin. 

Tower Cretaceous and Upper Cretaceous-Lower Tertiary 
dominantly basaltic igneous rocks are intercalated in the stra- 
tigraphic sections of some basins. The sedimentary sequences 
are related to the evolutionary stages that form the geologic 
history of the Brazilian Continental margin. 

Particular situations in each one of these stages can be infer- 
red from the distribution, facies characteristics, and tickness 
variations of the sequences. 



KURZFASSUNG 



Die Kenntnisse der Stratigraphic des brasilianischen Kon- 
tinentalrandes beruhen auf Kartierungen und Bohrungen. 
Die Sediment-Abfolgen in fast allen Becken woirden zunächst 
lithostratigraphisch eingeteilt (Gruppen, Formationen und 
Schichtglieder); dies ist ein wichtiges lokales Arbeitshilfsmit- 
tel, jedoch nicht ausreichend für palökologische Rekonstruk- 
tionen. 

Die Verwendung von einheitlichen Sequenzen, denen die 
einzelnen Abfolgen zugeordnet werden, gestattet eine Be- 
handlung des ganzen Kontinental-Randes. So lassen sich bes- 
ser die tecto-sedimentären Beziehungen aufzeigen und geo- 



*) H. E. AsMUS, Universidade do Rio Grande, Departamento de 
Geociencias, 96200 - Rio Grande - RS - Brazil; D. A. CamPOS, 
Departamento Nacional des Produ^äo Mineral, Se^äo de Paleon- 
tologia, Av. Pasteur, 404 - 22290 - Rio de Janeiro - RJ - Brazil. 



dynamische Rekonstruktionen durchführen. Unter diesem 
Gesichtspunkt wurde die kretazische Sedimentabfolge des 
brasilianischen Kontinentrandes in 4 Sequenzen eingeteilt; 
namengebend war die Region mit der jeweils typischen Aus- 
bildung. 

1. Kontinentale Abfolge (Donjoanian); vorwiegend kla- 
stisch, abgelagert im fluviatilen-limnischen oder äolischen 
Milieu in kontinentalen Becken unter tektonischer Ruhe. 

2. See- Abfolge (Bahian); klastische Ablagerungen in einem 
fluviatilen-deltaischen Bereich unter tektonischer 
„Rift"-Aktivität. 

3. Abfolge eines Golfes (Alagoan); Evaporite und beglei- 
tende klastische Sedimente abgelagert unter eingeschränkt 
marinen Bedingungen bei relativer tektonischer Ruhe. 

4. Marine Abfolge (Alb bis rezent); marine Klastika und 
Karbonate eines Schelf- und Slope-Systems sowie einer 



266 



CE AR A 
BARREIRINHAS MUNDAU 



P0TI6UAR 




PERNAMBUCO 
PARAIBA 



SER6IPE/ 
ALAGOAS 



ESPIRITO SANTO 



500 Km 



Fig. 1 ; Brazilian Mesozoic-Cenozoic basins and predommantly 
Paleozoic interior basins. Columns represent the sedimen- 
tary sequences in each one of the basins. Evaporites and as- 
sociated Sediments equivalent to the Sequence of the Gulf 
appear in the Parnaiba, Araripe and Säo Francisco interior 
basins. 



SEOUENCE OF THE SEA 
SEQUENCE OF THE GULF 
SEQUENCE OF THE LAKES 
SEQUENCE OF THE CONTINENT 

MAGMATIC ROCKS 



;;:^>: CRETACEOUS-TERTIARY BASINS 



DOMINANTLY PALEOZOIC BASINS 



267 



flachen Karbonat-Plattform, unter fortschreitender Ab- 
senkung. 

In manchen Becken sind in der Unterkreide und in der 
Oberkreide bis zum tieferen Tertiär basaltische Gesteine ein- 
geschaltet. Die Sedimentfolgen stehen in Beziehung zu den 



jeweiligen Entwicklungsstufen während der Ausbildung des 
Brasilianischen Kontinental-Randes. 

Sonderentwicklungen während dieser Stadien können aus 
der Faziesverteilung und den Mächtigkeits-Schwankungen 
abgelesen werden. 



1. INTRODUCTION 



Stratigraphic data of the Brazilian marginal basins (Fig. 1) 
were derived from surface mapping and principally from sub- 
surface surveys. These data were obtained in a succession of 
phases closely related to the different stages of oil exploration 
carried out by Petrobras, the Brazilian oil Company. In an ini- 
tial stage, before and during the 1950's, most of the stratigra- 
phic information was obtained by direct Observation and des- 
cription of outcrops in basins, such as Reconcavo, Potiguar, 
Sergipe/Alagoas, Pernambuco/Paraiba and Almada (Fig. 1) 
that lie partially in the emerged continent and are not entirely 
covered by Cenozoic Sediments. Later on, in the 1960's and 
1 970's, a large number of wells - at present totalling about 500 
-, drilled in the onshore and/or offshore portions of all the 
marginal basins, improved substantially the stratigraphic 
knowledge. 

By combining the punctual stratigraphic data obtained by 
drilling holes, with multichannel reflection seismic profiles - 
distributed in a 300000 km network - it is possible to deli- 
neate the spatial distribution of the main stratigraphic featu- 
res. In addition, seismo-stratigraphic analyses permit to infer 
that the tectono-sedimentary processes along the Brazilian 
Continental margin occurred in a systematic manner. As a 
consequence they can be arranged in a succession of evolutio- 
nary stages that are common to all the basins. 



Although formal lithostratigraphic units (groups, forma- 
tions and members), of incontestable operational value, had 
been proposed for pratically each of the Brazilian marginal 
basins (Pamplona, 1969; Schaller, 1969; Asmus and others, 
1971; Schaller and others, 1971; Viana and others, 1971; 
Sampaio & NoRTHFLEET, 1973), thesc units proved inadequate 
for regional studies, mainly those dealing with paleogeologi- 
cal reconstructions. A division into large rank stratigraphic 
units, with clear genetic indications, that could be identified 
along all the margin and could be effective for interoceanic 
correlations would be obviously more adequate. 

Along all the Brazilian margin, thick sedimantary prism oc- 
curs continuously; only locally, in the site of interbasinal 
highs, appear important sedimentary gaps and thinnings. This 
sedimentary prism can be divided into discrete intervals of 
large units, discriminated from each other by faciological in- 
dications which, in turn, disclose the environment in which 
they were deposited. Such a division has been shown helpful 
for more accurate tectono-sedimentary analyses and for more 
comprehensive regional paleogeographic and paleogeological 
reconstructions. 



2. STRATIGRAPHIC DIVISION OF THE BRAZILIAN MARGINAL BASINS 



The history of the stratigraphic division of the Brazilian 
marginal basins in major units or sequences, in the concept of 
SiLBERLiNG & RoBERTS, cited by Gary and others, 1973, ("a 
geografically descrete succession of major rocks units that 
were deposited under related environmental conditions"), 
began in 1970 with a paper by Asmus & Ponte, published in 
1973. These authors defined three non-formal units on the ba- 
sis of their relative stratigraphic position and in accordance 
with the inferred dominant environments in which they were 
deposited: 1) Pre-Aptian Continental sequence; 2) Aptian 
middle evaporitic sequence; and 3) Upper Cretaceous-Recent 
Upper marine sequence. 

Asmus (1975) and Ponte & Asmus (1976; 1978) associated 
the results of their own studies on the Brazilian marginal ba- 
sins with general speculations of Dickinson (1974) and Falvev 
(1974) for Atlantic type of basins. As a result, those authors 
related the stratigraphic units of the division considered at 



that time (1-Jurassic fluvial-lacustrine basal sequence; 

2 - Pre-Aptian fluvial deltaic lacustrine lower sequence; 

3 - Aptian evaporitic and transitional middle sequence; and 

4 - Upper Cretaceous to Recent shallow platform and open 
marine upper sequence) to regional tectonic features. Thus, 
the sedimentary infilling of the basins could be linked to the 
succession of tectonic environments that mark the evolutio- 
nary processes of the Brazilian Continental margin: pre-rift, 
proto-oceanic, and oceanic. 

In a subsequent step, Asmus (1979) gave to the sequences 
names that are evocative of the main basinal environments in 
which these units were deposited: Sequence of the Continent, 
Sequence of the Lakes, Sequence of the Gulf, and Sequence of 
the Sea (Fig. 2). 

The present paper intends to propose in a formal way, a li- 
thostratigraphic division for the entire Brazilian Continental 
margin. 



268 



T R 



To 



K3 

K2 

Kl 
J 








Fig. 2 : Stratigraphy of the Brazilian marginal basins. Columns represent the sedimentary sequences (C = 
Continent; L = Lakes; G = Gulf; and S = Sea) and their position in the stratigraphic column (J = 
Donjoanian; Kl = Bahian; K2 = Alagoan; K3 =Albian toMaastrichtian;T = Tertiary;Q = Qua- 
ternary) the curve to the right of the column represents the main periods of transgression (T) and 
regression (R) that occured during the deposition of the Sequence of the Sea. v represents intercala- 
ted magmatic rocks. The section to the right shows the distribution of different sequences in an 
ideal profile of the Continental margin. 



3. DESCRIPTION OF THE SEQUENCES 



3.1 SEQUENCE OF THE CONTINENT 

This sequence consists of reddish lutites with intercalations 
of arkosic sandstones in its upper part, and fine to coarse grai- 
ned sandstones in its upper part. The thickness of the se- 
quence varies from 200 m to 500 m and its lithological charac- 
teristics present a striking lateral persistence over large areas. 
It is well exposed and studied in detail in the Reconcavo Basin 
which is therefore considered the type-area for this unit. In 
the Reconcavo Basin the entire sequence corresponds to the 
Brotas Group that includes the Alianga Formation (lower ar- 
gillaceous section) and the Sergi Formation (upper sandy sec- 
tion) . The Sequence of the Continent is also represented in the 
Sergipe/Alagoas Basin through the Bananeiras (= Alianga) 
and Serraria (= Sergi) formations. The Almada Basin is the 
southernmost area in which this sequence has been recorded. 
It appears there in an incomplete form since the lower argilla- 
ceous section is lacking. The northernmost occurrence of the 
sequence is not wellknown. Ghignone & Northfleet (1977) 
suggest that it extends northward as far as the present Potiguar 
Basin. This Suggestion is supported by remnants of a wider di- 
stribution preserved in small tectonic interior basins in the 
nonheastem part of Brazil (v. g., Araripe Basin). In the 
east-west direction it extends as far as 400 km Inland. 

The Sequence of the Continent correlates with the homota- 
xial Units M'Vone (= Alianqa = Bananeiras) and N'Dombe 
(= Sergi = Serraria), in Western Africa. The distribution of 



these Units in the West African marginal basins is similar to the 
distribution of their correlative units along the Brazilian mar- 
gin. In fact, in the Gabon Basin this sequence appears in its 
complete form. But, to the south, in the Congo-Cabinda Ba- 
sin, in the same way as in the Brazilian Almada Basin, only the 
Upper Sandy section is present. From the Congo-Cabinda Ba- 
sin to the south, analogously to the Espirito Santo Basin to 
Pelotas Basin, in Brazil, there are no records of this sequence 
(AsMus, 1975; Ponte & Asmus, 1978). 

On the basis of the facies changes and geographic distribu- 
tion it is possible to infer that the depositional basin of this se- 
quence was surrounded by extensive topographic highs. 
These highs supplied terrigenous material that fed the deposi- 
tional Systems of the peripheral basins. Munne (1972)pointed 
out that the reddish argillaceous and the sandstones resulted 
from a conjugated System of interior lakes and braided stre- 
ams. The time span in which this sequence was deposited can 
be assigned as tectonically quiescent. 

The Sequence of the Continent has been paleontologicaUy 
typified in its lower part by minute lacustrine ostracodes of 
the Bisulcocypris pricei biozone. In addition to this species the 
B. pricei biozone contains B. uninodosa and some forms of 
Metucypris, Cotidona and Darwinula. The upper section is 
characterized by the local occurrence of silicified wood refer- 
red to as Dadoxylon benderi. These fossils cannot be correla- 
ted with the Standard international time stratigraphic column. 



269 



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270 



3.2 SEQUENCE OF THE LAKES 

The main lithology of this sequence includes an alternation 
of sandstones and shales with local interpositions of thick 
syntectonic conglomeratic wedges; secondarily, there are dis- 
seminated thin limestone beds. The thickness of this sequence 
varies widely from a few hundred meters to about 6000 m. 

This sequence is present along almost all the Brazilian mar- 
gin (Fig. 3); it has not been observed only in the Pelotas Ba- 
sin. The areas of the marginal basins in which it occurs are 
much better delineated than the underlying Sequence of the 
Continent. This is because the Sediments that form the Se- 
quence of the Lakes are circumscribed in tectonic basins 
bounded by normal faults. It has been deduced that this se- 
quence was deposited syntectonically in rift type of basins 
submitted to intense tectonic reactivations. This resulted in a 
wide ränge of facies variations. Abandoned arms of these rift 
type basins are still present in Marajö/Amazonas Mouth, Säo 
Luiz/Barreirinhas and Reconcavo basins. In the Reconcavo 
Basin, the area in which the Sequence of the lakes occur repre- 
sents the type-area for the sequence and the sedimentological 
model for its deposition. Gama (Jr.) (1970) suggested a flu- 
vial-deltaic lacustrine model for this sequence in the Recon- 
cavo Basin. Based upon the analyses of surface and subsurface 
data he identified the various facies that characterize such a 
depositional environment. This same depositional model has 
been extended to the Sequence of the Lakes in most of the 
Brazilian marginal basins. Actually, only the Santos Basin de- 
viates from the suggested model. There the rift type of basin 
differs from the rifts observed in the other segments of the 
Brazilian margin, otherwise, Sediments that are typical of the 
Sequence of the Lakes do not occur in the Santos Basin. In the 
corresponding stratigraphic position of this sequence appears 
a thin section (about 300 m) of weathered basalts locally over- 
lain by reddish argillaceous Sediments containing basalt 
pebbles. This section is indicative of a predominantly sub- 
aerial deposition. 

Fossils found in this sequence are mainly non-marine ostra- 
codes and poilen; secondarily appear molusks, fishes and rep- 
tiles. A rieh fauna of non-marine ostracodes includes as the 
most important species, according to Viana and others 
(1971): Theriosynoecum varietuberatum Grekoff/Krom- 
melbefn; Cypridea (Morininoides) candeiensis Krömmelbein, 
Pracypridea brasiliemis Krömmelbein; Cypridea drome- 
darius Krömmelbein; Cypridea salvadorensis Krömmelbein; 
Petrobrasia marfmensis Krömmelbein; Coriacina coriacea 
Krömmelbein; Cypridea (Sebastianites?) sostensis sostensis 
Krömmelbein; Cypridea (Sebastianites) fida fida Krömmel- 
bein. 

Fossils, present in the Sequence of the Lakes are not ade- 
quate to establish precise correlations with the Standard time 
stratigraphic column. Local stages (Rio da Serra, Aratu, Bu- 
racica and Juquia) were defined on the basis of biostratigra- 
phic zoning of the above mentioned ostracode fauna and poi- 
len (Schaller, 1969; Viana and others, 1971; Viana, 1980). 

Several authors, referred to by Ponte & Asmus (1978), indi- 
cated possible correlations between the Brazilian Sequence of 
the Lakes, mainly in Reconcavo and Sergipe/Alagoas basins, 
and the Coccobeach Series, in the Gabon and Congo basins 
(West African Continental margin), on the basis of the fossil 
content and stratigraphic relationship. 



3.3 SEQUENCE OF THE GULF 

The dominant lithologies in the Sequence of the Gulf are 
evaporites, mainly anhydrite and haute. Locally, as in the 
Santos and Sergipe/Alagoas basins, potash and magnesium 
soluble salts are present. In an associate form appear carbona- 
tes, euxinic shales, sandstones and conglomerates. 

In the eastern Brazihan Continental margin this sequence is 
distributed in a triangulär shape whose base, extends for 
600 km and coincides with the southern limit of the Säo Paulo 
Plateau (Santos Basin). From there toward the north, the eva- 
poritic triangulär area narrows progressively until the Sergi- 
pe/Alagoas Basin were the evaporitic interval terminates 
(Leyden & NuNES, 1972; Levden and others, 1976). The 
southern limit of the evaporites lies immediately to the north 
of a topographic-structural feature (Florianopolis Lineament) 
(Fig. 3). This feature has been interpreted as the barrier res- 
ponsible for the restriction in the evaporitic basin (Leyden & 
NuNES, 1972; Asmus, 1975; Le'itien and others, 1976; Kumar, 
1979). Ther northern limit of the sah distribution lies to the 
south of a crustal block, uplifted during and after the evapori- 
tes deposition, which corresponds to the present Pernambu- 
co/Paraiba Basin (Asmus & Carvalho, 1978). 

Diapirism and other halokinetic structures, having modi- 
fied the original sah beds, hinder possible estimates of the 
evaporites actual thickness (Fig. 3 and 4). 

Various criteria, stratigraphic (Fernandes, 1966), paleon- 
tological (Viana, 1980), geochemical and mineralogical 
(Wardlaw & NiCHOLS, 1972), and paleogeological (Ponte, 
1971 ; Leyden & Nunes, 1972; Letoen and others, 1976) have 
permitted to correlate the Sequence of the Gulf of the eastern 
Brazilian margin with the evaporitic interval that occurs in the 
West African continental margin. 

In addition to the large evaporite occurrence in the eastern 
Brazilian margin, time equivalent evaporites are present 
offshore in the northern margin (Cearä Basin) and onshore in 
the Parnaiba and Araripe basins (Fig. 1). Evaporites in the 
northern Brazilian margin are cut by normal faults that deli- 
neate rift type of basins. These rift basins characterize one of 
the initial stages of the Brazilian margin evolution. In the ea- 
stern area the Sequence of the Gulf is not particularly affected 
by tectonism and the rift forming faults were active before the 
evaporitic deposition. 

The Sequence of the Gulf overlies older sequences or Pre- 
cambrian basement rocks with a unconformity type of con- 
tact. 

The type area for this sequence is the area in which occur 
this interval in the Sergipe/Alagoas Basin. In this basin the Se- 
quence of the Gulf has been studied in great detail because of 
its imponance in terms of hydrocarbons, evaporites and sul- 
phur deposits. 

The first illustrated Brazilian fossil was a fish specimen 
Rhacolepis coUected in the Araripe Basin in sedimentary beds 
included in what is now called Sequence of the Gulf. In fact 
fishes are one of the best known fossils in this sequence. They 
are represented by 1 8 species that have been found in Araripe, 
Parnaiba and Reconcavo/Tucano basins. Other common fos- 
sils present in the scanty paleontological assemblage of this 
Unit are non-marine ostracods and palinomorphs. 





2 - BARREIRINH AS 




'^ .\-M^^ 




3- CEARA-MUNDAU 

^ A A. 



E 2 



A A A 




4 - ESPIRITO SANTO 




5 - SANTOS 




6- PELOTAS 



ü- 









•V. ^*. 


:r-^ ^ 


2- 


+ 4 


+ 


+ ^A-r- -KCf — 7— ~^=Ä— 


■^=T~\ t-'~~ 


- 


4- 




^5^ 



Fig. 4: Geological and seismological cross sections. Faults are pre-Alagoan (Bahian, Kl) in the eastern 
Segment of the margin (exemplified by section 4, Espirito Santo), and syn- and post-Alagoan (K2 
and K3) in the northern segment (exemplified by sections 2-Barreirinhas and 3-Ceara Mundau). 



272 



3.4 SEQUENCE OF THE SEA 

The Sequence of the Sea includes two sections or subse- 
quences: the lower one, carbonatic, and the upper one, do- 
minantly clastic (Fig. 2). 

The carbonatic subsequence consists of caicarenites and 
calcilutites. Oolitic and pisohtic textures are common in this 
section. Laterally, in a landward direction the carbonates 
grade to sandstones which in some places can be coarse grai- 
ned; in an oceanward direction the carbonates grade to pehtic 
Sediments. The nature and distribution of these facies permit 
to infer the depositional model as a shallow platform/slope 
carbonate System with some clastic terrigenous contribution 
by delta fan Systems. 

This subsequence is found along all the Brazilian Continen- 
tal margin except in the Pelotas Basin (Fig. 1 , 3 and 4), where 
the terrigenous Sediments dominate the whole marine section, 
and in the Reconcavo Basin. 

The clastic marine subsequence consists of shales and sand- 
stones. They were deposited contemporaneously from coas- 
tal areas to deep waters, through a complex depositional Sy- 
stem which resulted in coastal, shelf, slope and rise facies. Se- 
condarily this subsequence contains platform and shelf edge 
carbonate facies intercalated in or lain on the marine clastic 
section. In some basins, such as Amazonas Mouth, Ceara and 
Espirito Santo (Fig. 3), these carbonates can attain consi- 
derable ticknesses. 

The Upper terrigenous subsequence occurs continuously all 
along the Brazilian margin (Fig. 1 and 3), including the Re- 
concavo Basin where there is a narrow and thin local occur- 
rence of marine shale. 



Porto & Dauzacker (1978) and Ponte and others (1978) 
recognized in the Sequence of the Sea a lower interval domi- 
nantly transgressive and an upper interval dominantly regres- 
sive. The transgressive phase corresponds to the late Ceno- 
manian to Early Coniacian transgression, as pointed out by 
AsMUS & Ponte (1973) in the Sergipe/Alagoas Basin, and by 
Reyment and others ( 1 975) in northern and westem regions of 
Africa. Estrella-Braga and Della Favera (1978) identified 
based upon seismo-stratigraphic interpretations in all the 
Brazilian marginal basins, sedimentological subunits within 
the Sequence of the Sea. These subunits are discriminated 
from each other by geological discontinuities delineated by 
continuous reflectors. According to these authors, the most 
important discontinuities in the Brazilian margin coincide 
with the main cycles of sea level changes defined by Vail and 
others (1977). 

The period of deposition of this sequence was marked by 
tectonic quiescence and it is less affected by deep seated struc- 
tural processes than the other underlain sequences. The only 
exhibited structures are those of geostatic type, caused mainly 
by gravitational sliding and growth faults. 

Contrarely to the underlying sequences, the Sequence of 
the Sea has a rieh foUiliferous record of planctonic foraminife- 
ra. Moreover, in the emerged areas of Sergipe/Alagoas, Reci- 
fe/Joäo Pessoa and Potiguar basins, occur ammonoid faunas, 
studied by several authors, mainly Beurlen, K. (1967), Beur- 
len, G. (1967; 1968), Reyment & Tait (1972), and Bengtson 
(1977). These faunas have allowed good correlations with the 
international timestratigraphic column. 



4. STRATIGRAPHIC POSITION OF THE SEDIMENTARY SEQUENCES 



As cited in the previous section, the lack of marine forms in 
the fossil assemblage of rocks that comprise most parts of the 
sedimentary sequences (sequences of the Continent, Lakes, 
and Gulf) do not permit precise stratigraphic correlations of 
this part of the Brazilian Continental margin with the interna- 
tional time stratigraphic column. Consequently, this non- 
marine section, by far the most intensively studied due to its 
economic importance for oil exploration, has been referred to 
by local stratigraphic names (Dom Joao, Rio da Serra, Aratu, 
Buracica, Jiquia, and Alagoas), defined by Petrobras geolo- 
gists (Schaller, 1969; Vl»iNA and others, 1971). Recently, 
Brito & Campos (1982) analysed critically this division and 
proposed the stages Donjoanian, Bahian and Alagoan. The 
equivalence of the sedimentary sequences and the stratigra- 
phic division of Brito & Campos is, as follows: Sequence of 
the Continent - Donjoanian; Sequence of the Lakes - Bahian 
and Alagoan; Sequence of the Gulf - Alagoan. 

Conceming the marine sedimentary rocks of the Sequence 
of the Sea, which extend from the Upper Aptian onwards, it is 
possible to establish good correspondence with the Standard 



4.1 DONJOANIAN STAGE 

The Alianga and Sergi formations that correspond to the 
Sequence of the Continent are sometimes escribed to the Pur- 
beckian Stage only because of its continental character. In the 
Petrobras Classification, the time span, in which these forma- 
tions were deposited, have been called Brotas "Stage" or Dom 
Joäo "Stage". Brito & Campos (1982) proposed the formal 
name Donjoanian for the rocks deposited during this time in- 
terval. This stage is represented by the Sediments of Alian^a 
and Sergi formations in the Reconcavo Basin and by homo- 
chronous Sediments in other Brazilian basins. 

The fossils of the Bisulcocypris pricei biozone and Dadoxy- 
lon benderi have been considered important for the definition 
of the Donjoanian Stage. However, it is relevant to consider 
that Pinto & Sanguinetti (1958) described B. pricei and 
B. uninodosa from a locality (Tabuleiro Redondo, Icö, State 
of Pernambuco), that lies far away from the type-local